HAL Id: tel-00745438https://tel.archives-ouvertes.fr/tel-00745438

Submitted on 25 Oct 2012

HAL is a multi-disciplinary open accessarchive for the deposit and dissemination of sci-entific research documents, whether they are pub-lished or not. The documents may come fromteaching and research institutions in France orabroad, or from public or private research centers.

L’archive ouverte pluridisciplinaire HAL, estdestinée au dépôt et à la diffusion de documentsscientifiques de niveau recherche, publiés ou non,émanant des établissements d’enseignement et derecherche français ou étrangers, des laboratoirespublics ou privés.

Etude métallogènique des indices wolframifères dudistrict de Hassiane Diab, région d’Oujda (Maroc nord

oriental)Taoufik Remmal

To cite this version:Taoufik Remmal. Etude métallogènique des indices wolframifères du district de Hassiane Diab, régiond’Oujda (Maroc nord oriental). Sciences de l’environnement. Institut National Polytechnique deLorraine - INPL, 1989. Français. �tel-00745438�

ECOLE NATIONALE SUPERIEURE DE GEOLOGIE APPLIQUEE ET DE PROSPECTION MINIERE DE NANCY

THESE

présentée à l'LN.P.L.

en vue de l'obtention du titre de

DOCTEUR DE L'LN.P.L.

par

Taoufik RElVIM:AL

ETUDE METALLOGENIQUE DES INDICES WOLFRAMIFERES DU DISTRICT DE HASSIANE DIAB,

REGION D'OUJDA (MAROC NORD ORIENTAL)

Soutenue publiquement le 17 mars 1989, devant la commission d'examen

MM. A WEISBROD

B. MOINE Ch. MARIGNAC

M. FONTEILLES J. MACAUDIERE

A. TIJANI

JURY

Président. Directeur de Recherches

Rapporteur Rapporteur

Examinateur Examinateur

Invité

ECOLE NATIONALE SUPERIEURE DE GEOLOGIE APPLIQUEE ET DE PROSPECTION MINIERE DE NANCY

THESE

présentée à l'LN.P.L.

en vue de l'obtention du titre de

DOCTEUR DE L'LN.P.L.

par

Taoufik REl\mAL

ETUDE METALLOGENIQUE DES INDICES WOLFRAMIFERES DU DISTRICT DE HASSIANE DIAB,

REGION D'OUJDA (MAROC NORD ORIENTAL)

Soutenue publiquement le 17 mars 1989, devant la commission d'examen

MM. A WEISBROD

B. MOINE Ch. MARIGNAC

M. FONTEILLES J. MACAUDIERE

A. TIJANI

JURY

Président. Directeur de Recherches

Rapporteur Rapporteur

Examinateur Examinateur

Invité

A mes Parents,

A Rachida,

... et je penserai toujours à

A. Weisbrod, Ch. Marignac, G. Dagallier

J. Macaudière et A. Tijani.

Avant-Propos

Au terme de ce travail, il m'est très agréable d'exprimer toute ma

gratitude et mon profond respect à Monsieur le Professeur Alain Weisbrod

qui après m'avoir accueilli dans son Laboratoire, m'a aidé à achever ce

mémoire. Je le remercie très sincèrement pour ses très grandes qualités

humaines.

La majeure partie du travail présenté ici a été effectué sous la

direction et la responsabilité de Monsieur le Professeur Gagny à

l'Université de Nancy 1. Pendant plusieurs années, il a guidé et critiqué

avec bienveillance mes recherches. Je lui garde pour celà ma

reconnaissance, et regrette que, pour des raisons indépendantes de ma

volonté, il ne puisse participer à mon Jury de Thèse.

Je dois beaucoup à MM. Ch. Marignac et J. Macaudière pour les

nombreux conseils qu'ils m'ont prodigués et pour leur disponibilité. Leurs

remarques pertinentes m'ont permis d'éclaircir plusieurs points de ce

travail.

Je suis très honoré par la présence de M. B. Moine, Directeur de

Recheche à l'Université de Toulouse et M. M. Fonteilles, Directeur de

recherche à l'Université de Paris VI qui ont bien voulu juger ce mémoire.

Je remercie chaleureusement M. Tijani, Chef de la Division de

l'Exploration minière du B.R.P.M. de m'avoir aidé dans des moments

difficiles. Je suis très heureux de le compter parmi les membres de ce

Jury.

Le travail de terrain a été facilité par l'appui logistique des

responsables du B.R.P.M. : qu'il trouvent ici l'expression de ma profonde

reconnaissance. Enfin, je remercie Madame D. Perlangeli qui a bien voulu

assurer la frappe de ce mémoire.

1 - INTRODUCTION GENERALE

1 - cadre e;éomnhigue.

2 - Travaux antérieurs.

3 - L'objet de l'étude.

4 - Cadre e;éoloe;igue rée;ional.

SOMMAIRE

4.1. Les bassins de flysch dévoniens et la phase bretonne.

4.2. Le bassin carbonifère et la phase tardi-hercynienne.

5 - cadre e;éoloe:igue local.

5.1. Données strati~raphigues

5.2. Le plissement

5.3. Le métamorphisme de contact.

5.4. Présentation des plutonites d'Ho Diab.

1 1- LES PLUTONITES D'HASSIANE DIAB i ETUDE PETROGRAPHIQUE

ET GEOCHIMIQUE

1. Le réseau de micro&IraI1itoïdes

2. L'unité mnitlgue d'Ho Diab

2.1. Mode de ~isement

2.1.1. Le granite à biotite d'Ho Diab

2.1.2. Le microgranite à biotite.

2. 1.3. Les microtonalites

2.1.4. Conclusion

2.2. Classification

2.3. Pétrographie des différents faciès de l'unité ~ranitiQue

2.3.1. Le granite à biotite.

a) Le quartz

b) Le plagioclase

c) La biotite

d) Le feldspath potassique.

2.3.2. Les enclaves

2.3.2.1. Les enclaves sunnicacées

a) Les biotites

b) Les grenats

2.3.2.2. Les enclaves homogènes sombres

2.3.3. Le microgranite à biotite

2.3.4. Les microtonalites

2.3.5. Conclusion

2.4. Géochimie des minéraux de l'unité granitique.

2.4.1. La biotite

2.4.1.1. Caractères chimiques

2.4.1.2. Estimation des conditions physiques de cristallisation.

2.4.2. Le plagioclase.

2.4.3. Le feldspath alcalin

2.5. Conclusion

3 - Les microgranites à pyroxène

3.1. Mode de gisement

3.1.1. Etude de pétrofabrique

3.1.1.1. Le filon à N70

3.1.1.2. L'intrusion massive

3.1.2. Conclusion

3.2. Classification

3.3. Caractères pétrographiQues et minéralogiQues

3.3.1. Le pyroxène

3.3.2. Les biotites

3.3.2.1. Caractères chimiques

3.3.2.2. Estimation des conditions physiques de cristallisation

3.3.3. Le plagioclase

3.3.4. Les minéraux accessoires

3.3.5. Les minéraux d'origine secondaire

a) l'amphibole

b) les chlorites

c) la préhénite

3.3.6. Contrôle chimique de l'évolution minéralogique

3.4. Conclusion

Il

4 - Les syénQgranites de Soulouina

4.1. Mode de gisement

4.1.1. Pétrofabrique

4.1.2. Typologie des filons recouPafle granite

4.1.3. La fracturation

4.1.4. Conclusion

4.2. Classification

4.3. Pétrographie et minéralogie

4.4. Comparaison avec les autres granites roses du Maroc

4.5. Conclusion

5 - Géochimie des plutonite d'Hf Diab

5.1. Introduction

5.2. Caractères chimiques liés aux éléments majeurs

5.2.1. Diagramme DI/ oxydes

5.2.2. Tétraèdre SS-AA-MM-CC ou tétraèdre quartz-3 feldspaths-3 micas.

5.3. Caractères chimiques liés aux éléments traces

5.3.1. Variation des éléments traces en fonction du DI

5.3.2. Diagramme Rb-Sr-Ba.

5.4. Affinité magmatique des plutonites d'Ho Diab.

5.4.1. diagramme (Or*-MM*)X

5.4.2. Diagramme Al203-Feot-Mgo

5.4.3. Diagramme AFM

5.5. Evolution pétrolo"igue

5.6. Classification génétique.

5.7. Conclusion à l'étude géochimique

6 - Place des plutonites d'Hasslane Diab dans le mil@1atisme de la méséta orientale.

6.1. Le magmatlsme viséen Supérieur

6.1.1. Mise en évidence d'un magma thaléïtique

6.1.2. La souche magmatique

6.1.3. Cadre géotectonique de mise en place du magmatisme Viséen Supé­

rieur.

6.1.4. Conclusion

III

6.2. Le ma~matisme tardihercynien

7. Conclusion â l'étude des plutonites d'Ho Diab

ilI - ETUDE DE LA FRACTUBATION

1 - A l'échelle régional

2 - A l'échelle du secteur d'Ho Diab.

2.1. Les fractures ENE-WSW

2.2. Les fractures sub-méridiennes

2.3. Relation chronologique

2.4. Conclusion

3 - Organisation structurale de la mine d'H, Diab.

3.1. Contexte géologique

3.2. Le champ filonien minéralisation

3.2.1. Le système filonien de Ras Mohamed.

3.2.2. Le système filonien de la colline C5

3.2.3. L'indice de la colline ouest CO

3.3. Approche du mécanisme de formation des filons minéralisés.

3.4. Conclusion

IV - HYDROTHERMALISME ET MINERALISATION

1 - Altérations liées aux circulations fluides

1.1. L'altération micacée

1.1.1. Pétrographie des différents faciès d'altération

1.1.1.1. Le granite en voie de muscovitisation

1.1.1.2. Les greisens fissuraux

1.1.1.3. Le greisen sous forme diffuse.

al Processus d'individualisation du greisen diffus.

bl Relation entre le greisen fissuraI et celui d'aspect diffus.

1.1.1.4. Le faciès à muscovite dominante (muscovitite)

1.1.1. 5. Conclusion

1.1.2. Approche ,zéochimique de l'altération.

IV

1.1.2.1. Choix des diagrammes chimico-minéralogiques

1.1.2.2. Les tendances évolutives de l'altération du granite

al Le granite en voie de transformation

bl Les faciès enrichis en muscovite

1.1.2.3. Caractérisation chimique de la transformation du granite

al La gréisénisation

bl L'altération micacée

cl Nature de l'altération

1.1.2.4. Evolution du tungstène au cours de l'altération micacée

al dans le granite

bl au cours d'altération micacée

1.1.2.5. Conclusion

1.1.3. Géochimie des micas.

1.1.3.1. Rappel cristallochimique

1.1.3.2. Les muscovites dans les différents faciès altérés.

al Le granite en voie de muscovitisation

bl Les faciès muscovitisés

b-ll Le greisen d'aspect diffus

b-2l Les muscovitites

1.1.3.3. Conditions physiques de cristallisation

1.1.3.4. Conclusion

1.2. La tourmalinisation

1.2.1. Tourmalinisation précoce non liée aux structures cassantes

1.2.2. Tourmalinisation liée aux facteurs structuraux

1.2.2.1. Dans le filon de quartz

1.2.2.2. En bordure des filons

1.2.3. Rappel cristallochimique

1.2.3.1. Généralités

1.2.3.2. Substitutions combinées

1.2.4. Classification

1.2.5. Variations chimiques

1.2.5.1. Diagramme Fe-Mg-(Al-6)

1.2.5.2. Diagramme R+ +R2+ vs R3+

1.2.6. Approche des modalités de la tourmalinisation

V

1.2.7. Conclusion

2. Etude des minéralisations dans le ~hamp filonien â wolframite d'Hassiane Diab.

2.1. Introduction

2.2. Les phases silicatées

2.2.1. Toumaline

2.2.2. Apatite

2.2.3. Biotite

2.2.4. Micas blancs

2.2.4.1. Chimisme

2.2.4.2. Approche des conditions de cristallisation

2.2.5. Conclusion

2.3. Le quartz filonien

2.4. La wolframite

2.4.1. Chimisme

2.4.2. Facteurs contrôlant les variations de composition des wolframites

2.4.2.1. la fugacité d'oxygène

2.4.2.2. L'activité des éléments volatils

2.4.3. Conclusion

2.5. Les sulfures

2.5.1. Le mispickel

2.5.2. Le bismuth natif

2.5.3. La pyrite

2.5.4. La chalcopyrite

2.6. La venue à carbonate

2.7. Conclusion

v - CONCLUSION GENERALE

VI

PARTIE l

fNTROOUCTION GENERALE

- _ _ .. J

e' Echltes dévor"llens 2El corl101exe volcano-sédlmey,talre

vlséen suoérleur • granitoides herc:yrller,s

Sirli Lohcen

Fig.

.:: '~r;;sianè- Diob

~ Je,

-~ SOUICUina -(~

1.1.

2

Situation géographique et cadre géologique

régional du secteur d'Ho Diab.

t N

o 10~

o lE = liiJ

1 N

50km

plio-auaternaire cCfuvert ure seconda l ra sChistes de Mekarn dévonlens complexe volcano-détritiaue viséen supérieur

~ série culrn d' HssiaYle Diab-Soulouina •. rnagmatisme tardi-hercynlen

3

1 - INTRODUCTION GENERALE

Cette étude concerne le district minier d'Hassiane Diab qui constitue jusqu'à présent le seul indice considérable de la minéralisation à tungstè­ne du Maroc oriental, exprimé en l'occurence sous forme de wolframite liée à des filons de quartz.

1. Cadre géo~higue.

Le secteur étudié est situé dans le Mekam au Nord-Est du Maroc. à 120 km Sud-Ouest d'Oujda et à 80 km à l'Ouest de Berguemt (Fig. 1.1.). La piste d'accès au secteur rejoint la route Debdou-Berguemt à 5 km à l'Est de la maison forestière d'Ain Serrak. Le paysage est celui d'un vaste pla­teau de 1100 m d'altitude. couvert d'une steppe à alpha et parsemé de collines arrondies à relief peu dominant. Ces dernieres sont séparées par un recouvrement de terrain quaternaire divers. terrasses ...

Le climat est de type continental relativement aride. Il est caractérisé par des écarts thermiques saisonniers importants et des précipitations peu abondantes avec des températures maximales de 45° en été et des minima pouvant descendre légèrement au-dessous de 0° en hiver.

La région d'H.Diab est peu peuplée ne comportant qu'une seule ag­glomération concentrée sur un groupe de puits ; c'est le hameau de Has­siane Diab. Il existe toutefois quelques foyers éparpillés généralement dans les zones à sol fertile et au voisinage de rivières aujourd'hui sèches. L'élevage constitue la seule source de revenu de ces habitants.

2. - Travaux antérieurs.

La boutonnière de Mekam a suscité l'intérêt des géologues à la suite de la découverte de la mine d'anthracite de Jerada.

Marie (1931, 1932) est le premier à signaler la discordance entre le Viséen supérieur et les terrains plus anciens au Nord d'Ho Diab. La décou­verte du premier indice de wolframite dans le secteur en 1936 lui est due également.

Agard (1948) relance l'étude du gisement wolframifère d'Ho Diab et effectue un premier lever du champ filonien au 1/5 OOOème.

4

Owodenko (1946, 1976) en étudiant le bassin houiller de Jerrada s'est intéressé à la série de Mekam.

Medioni a publié en 1972, la carte d'Ho Diab au 1/100 OOOème. En 1980, il a réalisé une mise au point stratigraphique sur les terrains carbo­nifères de la bordure septentrionale des hauts plateaux marocains.

Les travaux récents publiés depuis 1980 constituent les premiers ré­sultats fondamentaux concernant cette région. Nous en discuterons plus en détails dans les paragraphes suivants.

3 - L'objet de l'étude.

Cette étude s'inscrit dans le cadre du programme de recherche en­trepris par le B.R.P.M., dans la région d'Ho Diab depuis 1977. La plupart des travaux effectués jusqu'ici (sondages, échantillonnage, tranchées ... ) étaient axés sur le gisement du wolfram. Ils visaient à trouver d'autres panneaux minéralisés. La présente étude tente de situer la mine d'Ho Diab dans le cadre plus général de la boutonnière, en examinant les relations éventuelles entre minéralisations, magmatisme et tectonique.

Pour cela, nous avons subdivisé ce mémoire en trois parties princip a-les:

- une première partie comportant l'étude pétrologique et géochimi­que des différents faciès éruptifs d'Ho Diab. Leur position dans l'évolution magmatique à l'échelle de la méséta orientale sera également abordée.

- la deuxième partie porte sur la tectonique cassante au niveau de la

région d'Ho Diab et du champ minéralisé. - la troisième partie est consacrée à l'étude des altérations postmag­

matiques (tourmalinisation-muscovitisation) et des minéralisations métal­lifères filoniennes avec une approche des conditions physico-chimiques de leur genèse.

Enfin une conclusion générale récapitulera les principaux résultats obtenus.

5

, ..... ,

4

o 100km

Fig.

I-~--------~ ,------------~--------+f~~ __ --~~~-­\ ...

1.2 Les, zones structurales de la chaîne hercynienne du Maroc. 1 • bloc des Sehoul, fragment de chaine calédonienne accolé à la Meseta lors d'événements acadiens. 2. zone orientale, ou zone interne de la chaine à phase éovarisque, bretonne. 2a. pays Zalan, 2b. : Meseta orientale. 3. : zone de transition avec mise en place de nappes syn- à tardi-sédimentaires au Viséen supé­rieur et phase de plissement sudète probable (Tazekka, Azrou, Khénifra). 4. : zones externes à phase de plissement narnuro-westpha­lieime sans phases précoces. 4a. : zone de Meseta cen'trale intensé­ment plissée (+ Tamelelt). 4b. et 4c. régions peu déformées du môle côtier mésétien ,et de l'An~i-Atlas (d'après MICHARD et al., 1983).

6

4 - cadre géologique régional.

L'évolution hercynienne du Maroc a fait l'objet au cours de ces der­nières années de plusieurs essais de synthèse (Michard. 1976 ; Hollard. 1978 ; Michard et al .. 1982. 1983 ; Hoepffner. 1987). Ces travaux aboutis­sent à la subdivision de la chaîne en plusieurs zones structurales parmi lesquelles la zone orientale (Fig. I.2.). Celle-ci correspond à l'ensemble de la méséta orientale (boutonnière de Midelt. Debdou. Mekam. J erada ... )

Elle est essentiellement caractérisée par l'individualisation d'un bas­sin de flysch au Dévonien par une phase tectonométamorphique bretonne et par le développement au Carbonifère d'une activité magmatique débu­tant dès le Viséen et se prolongeant jusqu'au Permien inférieur.

4.1. Les bassins de flvsch dévoniens et la phase bretonne.

La méséta orientale est au Dévonien un domaine subsident où s'accu­mule une sédimentation du type flysch. La géométrie exacte de ce bassin ne peut être définie ; il peut s'agir d'un sillon N70-80 subparallèle à la bordure du craton africain ou d'un bassin de déchirure de forme plus complexe liée au fonctionnement de faille de socle dont la réactivisation avait du commencer dès le Paléozoïque inférieur (Hoepffner. 1987). Ce bassin traduit une distension entre le craton africain et la marge plus ou moins disloquée que représente le Maroc. Cette distension s'effectuant au cours du Paléozoïque inférieur à moyen reste limitée; elle n'atteint jamais le stade d'océanisation. De surcroît. aucune trace d'activité magmatique n'y a été relevée (Ibid).

L'âge exact de la déformation majeure hercynienne (Dl) dans la mé­

séta orientale n'a été précisé que récemment (Marhoumi. 1984 ; Huon. 1985). En effet, les datations isotopiques(1) du métamorphisme synschis-

r~ teux associé donnent 366 MA à Midelt. 372 MA à Mekam et 368 MA à

Debdou. Cette phase bretonne engendre des plis déversés à couchés et cisaillés de directions variables (Fig. I.3.). La chaîne bretonne dessine un

l axe dont la convexité est dirigée vers l'Ouest. La déformation se réalise dans une amb.iance de métamorphisme anchizonal à épizonal dont l'inten­sité maximale est atteinte à Midelt avec des paragenèses à biotite et gre-

(1) Les âges isotopiques sont obtenus par la méthode K-Ar sur micas néoformés lors du méta­morphisme syntectonique.

/

TIl!' ? ~ .... ::. je

~;;. r. /" ~ 1

Bo ,,, (. \

orogénique

F1g. L3. Schéma du Maroc pendant la phase bretonne.

,

JA''j+ +

,~ + .... ''1. ~Tz

(~ l', .1-0,

Il

"1 V. u ,:~./

oS ':'''; " .• ,,6 ~ g..~~+·T", , • .,. ... .• !. .. "v ~ ~ ...... -

" .+- ....... '

L4. Carte paIéogéographique schématique du maroc au Vlséen su-périeur-Namurien. '

1fT' '1 1.

1 1 ,

1

'lI!& LIS. SchbDa du Maroc pendant la, phase tIudi-hen:yntenne. (poet­_q,bali..... (IEO"lIUI:e1o

1 : direcucm des atructuE'e8 bretâMes dans le dœaine orogénique

BoucloufoucJ, as: Beni .. Sna.ssène.

OH OebdOU-Hekaa, ca : Olatna du horsts,

. . ~+1!' 3

. 1 .: oliatostrcae Vs,: VUHn .u~r1eur) •

2 : nappes de ,U •• ement.

la: mqu.t1sme ealco-alcalin (qranltes, qranodlodte., volc:anites',

Sb : uries volcano-détritiques et séries détriti qua. (Jerada, Heku: sud).

4 : zonea .. pha.e sudète probable, a : pU.sellent Iynacbiateux,

b • éc4iUo_.

1 . ': 41nctioo" d.ea atructurû et verqe:rw:e,

2 : faille.,

3 • prlJlc1poult 91'anitorda.

8

nat. Au Dévonien supérieur, tout l'Est du Maroc est donc soumis à un ré­gime de compression suivant une direction ENE-WSW. Cette compression serait liée à la poussée de zones plus "internes", prolongeant la fermeture du bassin de flysch et son glissement avec déversement vers l'Ouest en di­rection de zones plus "externes" de la chaîne, en l'occurence la méséta orientale.

Un second épisode de déformation (D2) également antérieur au Vi­séen supérieur mais se superposant à DIa été mis en évidence par Des­teucq et Hoepffner (1980) et Hoepffner (1987) dans la région. Il est ca­ractérisé par des plis centimétriques à métriques à plan axial subhorizon­tal et dont les axes ont une direction N120 à N150. Le déversement se fait vers le NE ou le SW, la schistosité associée est une crénulation.

4.2. Le bassin carbonifère et la phase tardi-hercynienne.

Les premières assises sédimentaires nettement discordantes sur le socle breton datent du Viséen supérieur ; période au cours de laquelle la méséta orientale connaît une phase de distention avec création de bassins dont l'orientation semble guidée par des failles N70 (Hoepffner, 1987). Pendant cette même période s'installe une activité magmatique exprimée par des volcanites et volcanoclastites (Kharbouch, 1982 ; El Ghazi, 1977) (Fig. I.4.) auxquel sont associés des filons de microdiorites, de dacites et

VlfIlA des masses granodioritiques donnant ~~ métamorphisme de contact "\ (schistes tachetés) (Owodenko, 1976 ; Huvelin, 1983 ; Chegham, 1985).

Les ensembles hypovolcaniques se mettent en place essentiellement dans les terrains antéviséens. La mise en place des différents termes graniti­ques du massif de Midelt, granodiorite (347 MA), granite alcalin (329 MA) et du granite calco-alcalin (319 MA) (Clauer et al., 1980) attestent d'une activité magmatique qui dure depuis le Viséen inférieur jusqu'au début du

Namurien et qui est bien caractéristique de la méséta orientale. Les déformations souples enregistrées par les dépôts volcanodétriti­

ques de la méséta orientale correspondent à la phase post-westphalienne (Fig. I.5.). En effet, les derniers terrains affectés sont datés du Westphalien C dans le bassin de Jerada (Owodenko, 1976). D'autre part, dans le Tazek­ka, la datation isotopique de l'épisode tectonique enregistrée par les dé­pôts volcano-sédimentaires donne 300MA (fini Westphalien). L'intensité de cette déformation reste modérée ; le métamorphisme associé ne dé-

l ,

7 5

o !i.ZI

Le socle visee" {12J suoerieur ~

Les .net arno~ph i tes. {::

C.' .".0"'.' {!

9

o

c;J <î>. ~ ~(r,) .iP '\.j:I

<t) SOU LOU 1 NA

oéoots quaternaIres couverture secondaire scnlstes oreseu)( }

cOMplewe volcano-sédiMentalre sérIe vo}car,lQUe auréole du métarnoroh i srne hydrothérrna 1 ~clry,éenrles de métamorchlsrne de contact rOI crOÇ1rar'li te à pyrcl>cér.e granite rose de SOuloulna granlte à biotite microgranitoides (rhyodacltes, dacltes. diorItes Quartziaues, MlcroQranites)

765

@ .. :~.

~rOUDIA ~

1 1 1

1

1

o

9

375

370

1Km ww!

Fig. 1.6. Carte géologique du distri~t minier d'Ho Diab (1/80 OOOème) (d'après Médioni, 1980, modifiée).

10

passant pas l'épizone. A cette phase sont également associés des massifs de granitoïdes.

5 - Cadre ~êologigue local.

5.1. Données stratigraphiques

Le secteur d'Hassiane Diab occupe la moitié méridionale de la bou­tonnière paléozoïque de Mekam affleurant au milieu des dépôts mioplio­cènes des hauts plateaux (Fig. 1.6.). Le socle hercynien, dans cette bouton­nière se présente par deux grandes séries (Médioni, 1980 : Hoepffner. 1987) (Fig. 1.7.).

- Les schistes de Mekam à caractères de flysch localisés essentiel­lement dans la partie nord de la boutonnière (secteur de Sidi Lahcen). Des études palynologiques (Marhoumi et al. 1983) admettent pour cet ensemble un âge Dévonien moyen (Givetien -Frasnien) .

- La série volcano-sédimentaire (SI) d'Hassian Diab-Soulouina lar­gement représentée dans la boutonnière dont elle constitue toute la moi­tié sud. Les aflfleurements y sont cependant discontinus et isolés au mi­lieu des terrains quaternaires. La série peut être divisée en trois ensem­bles :

* un ensemble basal correspondant aux premières assises de la série carbonifère avec des niveaux de conglomérats, de grès et des cal­caires, d'âge Viséen supérieur, déterminé grâce à une faune relativement abondante dans les niveaux carbonatés (Médioni, 1980). Les niveaux de base sont en contact tectonique avec les schistes de Mekam par l'inter­médiaire d'une faille injectée de dacite comme à Hassi Karima.

* Les volcanoclastites de Zerroug superposées aux niveaux détriti­ques et carbonatés de base et se présentent en une ligne de collines orientées à N60.

* La série d'Ho Diab-Soulouina (ss), elle s'étend au-delà de la faille E-W limitant vers le Sud le complexe de Zerroug. Elle se présente en une alternance de schistes gris à gris verdâtre et de grès plus ou moins quartzifiés bien visibles dans la morphologie, où ils dessinent une série de crêtes parallèles orientées WSW-ENE. vers le Sud des niveaux calca­

reux et fossilifères indiquent un âge Viséen supérieur élevé (Ibid). La relation entre la série d'Ho Diab- Soulouina et le complexe de

c ., , ... III

;>

-~ c ...

·ë o > , ...

o

Fig. 1.7.

N

Fig.

Fig.

11

DATATiON PALEONTOLO:;IQUE LIT H 0 L Œ G 1 E· ET PALYNOLOG.I QUE

f viséen suoérieur' à base narnurien

sérle gréso-oélitioue d' H. Diab-Soulouir,a ,avec nlveaux de schistes calcareux

volc.noclastites du comolexe de Zeroug

f viséen suoérieur ;;;-i;air; ïÙ"é-g-;:i; à i,;,terlits-.. chi .. tï.ûX -

Givétien-Frasnien

à Crinoide .. et Brachiooodes, calcaire détr1 t ioue, cong lo,~érat ioue ~ la base

shi .. tes de Meka,.

Succession lithostratigraphique du Dévonien au Namurien du district minier d'Ho Diab.

1.8.

1.9.

Korima s 2

Coupe schématique du synclinal de Zerroug (d'après Médioni, 1980 ; modifié par Hoepffner, 1987). 1 : schistes de Mekam ; 2 : volcanoc1astites de Zerroug ; 3 : série grèso-pélitique d'Ho Diab-Soulouina; py : microgr~ite.

Microstructure des schistes de la série d 'Hassiane Diab.

12

Zerroug ne peut être établie avec certitude, du fait de la nature tectoni­que entre les deux ensembles. Toutefois, Médioni (1980) propose de voir dans cette série schisto-grèseuse, la suite du complexe volca­no-détritique de Zerroug (Fig. 1.8.) ; les niveaux de schistes rouges et ver­dâtres affleurant au coeur du synclinal de Zerroug, étant considérés de fa­ciès analogues à certains niveaux de la série d 'H. Diab- Soulouina.

5.2. Le plissement

Nous nous sommes particulièrement intéressés à la série d'Ho Diab-Soulouina qui constitue l'encaissant immédiat de la mine à tungstè­ne dans ce secteur. Cette série est plissée selon une direction N60-70E. à la suite d'une phase de déformation reconnue par ailleurs dans d'autres boutonnières paléozoïques de la méséta orientale (Médioni, 1980 ; Des­teucq et Hoepffner, 1981 Hoepffner. 1987) et datée du post-Westphalien (Huon, 1985). Il s'agit d'un âge isotopique obtenu par la méthode K-Ar sur micas néoformés lors du métamorphisme syntectoni­que.

Le plan axial de ce plissement est subvertical ou incliné vers le Nord indiquant un léger déversement vers le Sud. Une schistosité accompagne le plissement exprimé sous forme d'un clivage discontinu et espacé de type "fracture". Microscopiquement, les plans de schistosité se présen­te nt comme des filets discontinus soulignés par des impûretés ferrugi­neuses et des opaques (Fig. 1.9.). Les plis engendrés par cette phase de

déformation fournissent différents types de structures : - des plis dissymétriques (Fig. 1.10.) représentés par des plis con­

centriques à concentriques aplatis (types lB-lC) selon la classification de Ramsay (1967).

2m

Fig. 1.10. Plis dissymétriques observés dans la coupe de 12arment ouest d'une tranche au niveau de la mine (X = 757 ; Y = 373).

13

- des plis coffrés avec deux plans axiaux conjugués pour une même charnière (Fig. 1.11.).

1 N

o 30 cm Fig. 1.11. Pli coffré (X = 756 ; Y = 373.8).

- Là où il n'a pas été possible d'observer d'axes ou charnières de plis ; l'analyse statistique des plans de stratification et de schistosité. a permiéj de retrouver leur géométrie (Fig. 1.12.).

A noter qu'il n'as pas été possible de déterminer le nombre de plis affectant la série faute de niveau repère remarquable. A l'échelle de l'af­fleurement (Fig. 1.12.) aussi bien qu'à l'échelle régionale (Fig. 1.13.), nous observons une dispersion des axes de plis suivant un plan parallèle au plan axial des plis.

5.3. Le métamorphisme de contact.

La cartographie de la série pàléozoïque d'Ho Diab révèle la présence d'un métamorphisme de contact affectant les formations schis­to-gréseuses anchi à épizonales qui montrent des matrices à agrégats phylliteux légèrement orientés à chlorite et muscovite associés à des prod uits ferrugineux.

La transformation thermique de la paragenèse originelle aboutit à l'apparition de cornéennes à andalousite, biotite (Fe/Fe + Mg = 67,9%, SiIV = 5,521), muscovite et quartz. Ce métamorphisme conserve la strati­fication originelle des alternances schtsto-gréseuses ce qui entraîne l'ap­parition d'une structure rubannée déterminée par la succession de ni­veaux sombres phylliteux accompagnés d'andalousite et de niveaux clairs essentiellement quartzeux plus ou moins micacés.

14

N

~ B.21 l Il:~:!. l So CJ 2.21 f N

mm! 2.7i > So tJ ·~l ; • pôle de la scnlstosl'té • pôle de

a) Colline Ti (X = 752 : Y = 373.8). Axe moyen des plis N72 34 WSW

110 mesures.

~' /

1 1

, , " , ,

N·

, ~ ~ ... ,.,_,'f"\

, \

",.... \

+

c) Ras Aomar (X = 755,2 ; Y = 374). Axe moyen des plis N 72 E '~6 WSW.

108 mesures.

la. schlstOSltè

b) Colline Sud Ras Aomar (X = 757 ; Y = 372). A"'{e moyen desplis N85E 34 SWS. 60 mesures.

A,

A ' .. , ..

N

, , . ", . , ' ~\~ .. .',

/. \

,,/,,/ + '\ , \

'A \

50 (strat1flcatIon) Si (SChlstCtSlté)

.... d}ie de 011S

d) X = 376,5 ; Y = 757,5 (Village d'Ho Diab). Axes des plis dispersés dans 'le plan axial à N65.Les plongements varient de 10 à 45c

FIg. 1.12 Stéréogrammes des structures de la phase plicative D3 dans la série d 'H. Diab-Soulouina.

375

370

15

755 ';0

75

~

7 &5

. CJ ~.

,~ftJ KOU 0 lA '-.0 80

® _________ ~ _______ ~~--~------~z~0---------------------------~----------370

l2

N

o

o

o ~) 8~ <G) {t) Cl 1 \:m --

1'+1 \d SOULOUINA

Fig. 1.13. a) Répartition de la stratification et des axes _des-pUs dans-le secteur-d'Ho Diab. .

.... stratification avec valeur du pendage axe des plis avec valeur du plongement structure c-s

b) Axes des plis mesurés dans l'ensemble du secteur d'Ho Diab. Ils montrent une dispersion parallèle au plan axial des plis.

16

5.4. Présentation des plutonites d'Hassiane Diab.

La fin du Carbonifère est marquée par une importante activité magmatique qui se résoud en plusieurs ensembles plutoniques (Fig. 1.14.).

Ainsi, nous distinguons aux environs du village d'Ho Diab, le "dyke swarm" des microgranitoïdes (dacites, rhyodacites et micro diorites quartziqueset microgranites) flanquant vers le Nord le massif granitique d'Ho Diab, orienté d'une manière générale NE-SW à ENE-WSW comme le laisse prévoir l'étendue de l'auréole du métamorphisme de contact ex­primé ici par les cornéennes à biotite et andalousite. La rareté d'affleu­rement de ce massif rend difficile l'établissement d'une chronologie rela­tive de mise en place avec le réseau de microgranitoïdes. Toutefois, au ni­veau du secteur minier ( X = 756,6 , Y = 374,1 ), on peut observer (Fig. 1.15.) un filon de micro granite à biotite apparenté au granite d'Ho Diab, re­coupant un dyke de micro granitoïde fortement altéré.

Au NE de la mine d'Ho Diab (X = 758, Y = 374) affleure des micro-granites à pyroxène sous forme massive ou filonienne recoupant des dykes de microgranitoïdes. De surcroît, certains pointements de ces mi­crogranites à pyroxènes émergent au milieu des cornéennes du méta­morphisme de contact marquant ainsi leur postériorité par rapport au granite d'Ho Diab.

Plus au Sud, vers le lieu-dit Soulouina affleure unrj syenogranite, datée de 287 ± 7 MA (Tisserant, 1977), sous forme de petits pointe­ments de taille pluridécamétrique et qui représentent les apophyses d'un batholite de grande extension revèlée par sondages percutants réalisés par le B.R.P.M. Le massif n'engendre pas de métamorphisme de contact notable dans son encaissant. Des néoformations de sérécite sont à peine visibles. Sa position à cheval entre les cornéennes à biotite et andalousite et le faciès sédimentaire le place postérieurement au granite d'Ho Diab.

'1

755

~

17

760

1

1 1

1

i !

1 ~::

.)-­~

~.',

765

• i'·.··· 375 ____ ~1--------------------~~----------------------+_--------375 .. : "

~~ ......... Ji .. · . ..... .' . i

• '. • 1 • • • • 1 . /' .

. . /'"

.. . . . . .

/

Y.,w

;

... ). ::', ..

1

7 i 3 O-----r--_____________________ +I _________ ~----------~--------370

! 1

1

1 i+I-~ 1 ~. 1 f) 1 •

1 1

10., _ ..... 'km

1

5]2 ~4 ~5 ŒJ6

3. microgranlte è oyroxène 4. syénogranite de Soulouina

5. auréole du métamorohisme ~e contact

6. coint de sondages oercutants ayant révélé la orésence du syél'"lor;;n-'al'"1 i t e

Fig. 1.14 Localisation des différents faciès éruptifs dans la boutonnière d'Hassiane Diab.

E]Mlcrogroniloïde greisenisé

0-1icrogran! le ~ ~i oti t e

18

20m ~

Fig. 1.15. Recoupement entre filon de micro granite à biotite et micro-granitoïde. Ce dernier montre de surcroît une mise en place suivant deux directions ENE et NNW.

19

PARTIE II

LES PLUTONITES D/HASSIANE DIAS

ETUDE PETROGRAPHIOUE ET GEOCHIMIDUE

20

755.2 755.6

374,1

'373.7

373.3

7%

\ , ....... __ ... " 1

756.4

, ,

1

-- -= -_. - - - - - - - - -

o

755.2

cailloutis d'écendage récent et éluvior,s

~ alternance sChisto-gréseuse

B auréoie du rnétarnorchlsrne hydrotherrnale

P : cuits ? trar,chée

755.6 756

l~hR:1 Micr~qranitoïdes

-1 "

75G.4

(1) greisénisé (2)

[!J .grardte à blc~ite grelSén.lse

lm ~grêisen

", déblais

100m ..........

373.3

372.9 •

7%.8

IZ1 faille

[72Jcontour d.=: qray;itf à biotlt ..

... ,on affleurant

Fig. II.1. Esquisse géologique du secteur de la mine à tungstène d'Ho Diab.

21

1 1- LES PLUTONITES D'HASSIANE DIAB : ETUDE PETROGRAPHIgUE

ET GEOCHIMIgUE

le secteur d'Ho Diab est comme, nous venons de le voir caractérisé

par une série d'intrusions magmatiques. réparties en quatre unités,

mises en place successivement au cours de la période allant du début

Namurien à l'Autunien. Outre le critère de chronologie. les différentes

unités se distinguent par leurs mode de gisement et composition chi­

mico-minéralo giq ue.

1. Le réseau de microgranitoïdes(1)

Les filons et dykes de dacites. rhyodacites et micro diorites quartzi­

ques voir microgranites qui constituent ce réseau font partie d'une unité

plus vaste, parcourant l'extrémité septentrionale de la région d'Ho Diab.

Les filons sont alignés principalement dans la direction N60-70 et à

moindre degré NI40-NI60. Leur épaisseur varie de 1 à 6 m, atteignant

parfois une trentaine de m (piton d'Ho Diab). Ils peuvent être lenticulai­

res sur quelques dizaines de mètres ou bien se prolonger sur plusieurs

centaines de mètres. Leur mise en place semble s'effectuer à la faveur de .' fract1J.r.e.s __ J~Qnjuguées"NE-SW et NW -SE, comme en témoign~la--"fig~;~···-

~.., •• , ..... Ç-J"

1.15. où l'on observe un filon de microgranitoïde empruntant ces deux di-

rections.

2. L'unité granitique d'Ho Diab

L'essentiel de cette unité est formé du massif granitique d'Ho Diab

(granite à biotite) associé à ses filons satellites micro granitiques ainsi

que des filons de microtonalites.

(1) En l'absence d'un échantillonagereprésentatif, seul le critère du mode de gisement est dis­cuté.

3 73.9

373.5

373.1

755.6

1

1

1

i®~ ~~ ~,

756

, !

.... ....

22

/ /

\ , \

//~---- n

\

" ~.I( .. . " ... ~ ... x

"'x "

\ , ,

756.4 r 756./1

1

1

Ng

.... l ., "

--______ ---:()=--_---:7-:::::::::\-\-l!j,';-_______ ~~;:;>"'""'~.r_---------.-J73.5 l' 1 \

1\ 1

\ ~-t "'C~ ~ %

x' \

~. "

1

___ +-____________ +--____________ +-____________ -+ ___ 373.1

0-. sorldages oloy,geaYlt Cie so-la flè~he lndlQUe le sens du plongement

~Mlcrogranlte ~ bioEite aranite à blotlte

l, ~

o 100m L---.-J

Fig. II.2. Projection sur un plan horizontal (niveau 0) des coupes de sondages réalisés dans le secteur de la mine à tungstène d'Ho Diab.

23

2.1. Mode de gisement

2.1.1. Le granite à biotite d'Ho Diab

A part quelques affleurements épar# de taille métrique (Koudia, mine d'Ho Diab), les roches de ce faciès sont d'une manière générale, ca­chées sous la couverture sédimentaire du Viséen supérieur. Les investi­gations menées en mine (Fig. ILL). combinées aux données de sondages réalisés par le B.R.P.M. dans le secteur de la mine (13 sondages sur une superficie de 9 km2) révèlent la présence de deux stocks granitiques de dimensions réduites (quelques centaines de mètres) associés à un ré­seau de filons microgranitiques (Fig. II.2.).

Etude de 12étrofabrique.

Peu de mesures ont été réalisées sur ce granite à cause de l'exigui­té des affleurements, seules trois stations ont fait l'objet de cette étude. Celle-ci a porté sur l'orientation des cristaux de biotite. Le plan mesuré est (001) facilement repérable par le clivage. Les diagrammes de densité sont élaborés à partir d'un traitement automatique (programme TAMO, J .M. LEISTEL, 1984). Le faible nombre de mesures permet néanmoins

de remarquer que la structuration du granite est pratiquement verticale (Fig. 11.3.). A Koudia, le plan de fluidalité magmatique montre une orien­tation conforme aux limites cartographiques du massif. Au niveau de la mine, les deux diagrammes de pétrofabrique ont en commun une fluida­lité magmatique à N130-140 vertical concordante avec l'allongement des deux bâtis granitiques mis en évidence à cet endroit.

La détermination du taux de déformation (y) d'après les maxima de densité de diagramme de fabriques (Fernandez, 1983) (Fig. II.4.) offre des valeu.rs de y comprises entre 1,2 et l,S. valeurs moyennes compati­bles avec celles obtenues dans d'autres massifs (Feybesse, 1981: Ne-

{! groni, 1981. Laboue, 1982, Vennat, 1982 ; Belin, 1983) et qui témoi­

gnent d'une mise en place atectonique. Ce fait nous amène à penser que \ l'injection du magma a été contrôlée par la structure de l'encaissant

\

dont il a subi des pressions orientées en général EW et NW-SE. Le vo­lume de la fraction fondue du magma était voisin d'une moyenne de

.1

N

_ 805 /.

~04 r 81.57.

24

N

_ 60Sl. [!!!!!I 5 '/. [B 3 1. ca oS ï.

pétrofabriQue sur plan 001 des blotites (100 mesures) Ech H31 1 oétrofabrlClle SUr olan 001 des biotites

(200 rnesures) Ech Kl (koudla)

travers banc Est-40m (MIne d'~. Dlab)

------Ng~I----------------------~-

_ 6.S?

~ s 1. ~, 1.

CZJ 3 7.

Fig.

o lkM '''-_-'0

N

oétrofabrioue sur olan 001 des biotites (275 mesures) Ech 2HD sondage 2 co~e 308 m (mine d'Ho Diab)

1 00 c!f' K JUOIA

D.S. Orientation des fabriques planaires minérales dans la gra­nodiorite d'Ho Diab. Toutes les mesures sont réalisés en lames minces horizontales et orientées au Nord.

25

'5

, a '

,5 1.5 2 2,5 3 3.5

.0

30

20

5 la

Fig. II.4. Variation des maxima de densité en fonction de : (DM)2 : maximum de densité en 2 dimensions (DM)3 : maximum de densité en 3 dimensions y : taux de cisaillement (d'après A. Fernadez, 1983),

55%, c'est-à-dire supérieur à la valeur critique de Van Der Molen et Pa­terson (1979) qui est de 30 à 35% en dessous de laquelle les contacts entre cristaux ne permettent pas leur orientation dans le liquide.

~. Les trois stocks granitiques relevés au niveau de la mineVSeraient

vraisemblablement hissés dans des noeuds tectoniques formés par la jonction de fractures subméridiennes et subéquatoriales (Fig.II.5.). leur géométrie est d'ailleurs conforme à l'orientation générale de ces deux directions de fracturation.

2.1.2. Le micro granite à biotite.

Aux stocks granitiques de la mine sont associés des filons de mi­crogranites qui sont pour la plupart non affleurants. Il se présentent par

référence aux sondages réalisés dans le secteufen faisceaux de filons ali­gnés conformément aux fractures subméridiennes et délimitant les mas­ses granitiques répérées à cet endroit. Des observations faites dans une tranchée au Nord du Puits I, indiquent la présence de trois intrusions de micro granites en lames discontinues orientées à N135E subverticales, montrant une parfaite organisation interne avec deux zones aphyriques vers les épontes, franges de Bagnold, bordant une zone porphyrique cen­trale (Fig. II.6.). Ce phénomène est lié à une migration des phénocristaux vers l'axe du filon au cours d'un simple flux de magma dans une caisse fi-

374.3

373.5

372.1

Fig. II.5.

~o 3

Fig. II.6.

26

755.2 756.0

1 1

1

\ ~i - \

\ \ \ \ ,.".-- -

-t\t

-'

756.8

o 1 ....

- .

'374.3 Î Ng

.373.5

372.7

Œil grarnte à blcltite

/p faille cuits

Disposition des stocks des granites à biotite dans le secteur de la mine d'Ho Diab.

m Filon de microgronile à biotite o b 0_ bordure o~yrique

b- centre porphyrique

Organisation interne des filons de micro granite à biotite.

27

Ionienne (Bhattacharji, 1967 ; Komar. 1972 Barrière. 1976 Blan­chard. 1979 ; Fernandez et al., 1983 ; ... ).

2.1.3. Les microtonalites

(tQ>t» US""sont peu nombrerut.t~eur présence est détectée dans les sonda-

ges 3, 4 et 5 où ~ se présentent en filons intrus ifs dans le granite à bio­tite, mais avec lequel j.lS' montrent un contact nettement magmatique souligné par une éponte mobile (cf § 2.3.4.).

2.1.4. Conclusion

La mise en place de l'unité granitique commence par le massif du granite à biotite d'où émanent des apophyses empruntant des ouvertures liées à un réseau de fractures orientées NE-SW à ENE-SW et NNYV-SSE. Ces dernières seront longées par les filons de microgranites. Selon l'organisation des fabriques minérales et l'organisation interne des fi­

lons, la mise en place du magma granitique ne serait pas contrôlée par une tectonique active.

Il ne semble pas qu'il y ait de décalage temporel notable entre la mise en place du granite à biotite et des microtonalites ; leur contact magmatique plaide en faveur de leur pénécontemporainéité.

2.2. Classification

La classification des roches de cette unité est établie à l'aide du diagramme QAP de Streickeisen (1975) préconisé par l'IUGS. Bien que ne tenant pas compte des minéraux ferromagnésiens. Ce diagramme se révèle bien adapté aux plutonites dépourvues de verre. Il se base sur l'analyse modale volumique de roches au compteur de points. Cette technique étant lente et souvent source d'erreurs, nous avons employé une méthode utilisant les analyses chimiques roches totales et celle des principaux minéraux constitutifs (biotite, feldspath, quartz) de l'unité granitique. Ces deux paramètres permettent de calculer les composi­tions modales pondérales des différents faciès de cette unité. Les calculs ont été effectués à partir d'un programme établi par Courrioux et Leistel

28 ~Ymbolc 0 i ~ 1

()

Ethont;llon 1 HO 1 1 HO 21 HU;'/HrJ4 IIi05 IHO S 1 HO 7 iHO -3 iH;:jg

51 :·2 61.69 69.54 66.01 69.17 ~~.63 1

70.27 63.91 69.28 6B.96 A~i03 1 S. OS 13.36 15.63 15.10 15.46 14.52 14.91 1~. ~3 15.35 FE~G3 i. ~9 US U2 3. ~5 3,33 2.77 3.00 1 71

•• ,'1 3.34 XWO 0.08 0.08 o.es 0.06 0,06 0,05 O.O~ 0.04 0.05 MSQ 1. 98 1. 20 1. 48 1. 02 1.16 0,83 0.95 1.20 0.82 CA3 3.04 i.05 2.71 2.19 1. 99 1.44 1. 40 J.b0 1.92 NA20 2.85 2.69 3.07 3.34 2.77 2.98 2.87 1. î8 2.46 K20 3.2~ 3.34 3.81 3.91 U2 U3 4.54 3. ~s 3.93 TiD2 0.64 0.75 0.57 0.46 0,41 0.43 0.46 0.34 0.38

P205 0.24 0.32 0.36 0.19 0.10 0.15 0.20 0.17 0.17 PF 1.70 2.32 1. 86 0.92 1.18 1. 08 2.06 2.27 1. 24

Tom 9Q,06 99,n 100.W 100.21 99.51 99,35 99.34 99,30 98.80

B'; 707 iEO 591 530 r-:1 508 499 m 515 "u

CO 0< 1 S 34 10 10 10 10 14 :0 LJ

CR 52 " 17 '1 26 23 2b '1 ~ .J JL ,'L

CU 52 :,0 99 36 :0 H 33 102 79

kl 33 :1 34 ~o :0 10 10 29 23 S2 279 ' ..... m ""'lCO ",C" 196 184 1 :4 192 ,,).'1 .. ..... 1 i.. .....

V 100 Cl 0< 71 q <.1 60 70 63 _. .J . '-' ,' .

~B 142 '!'''l 1~8 17b lib l89 m IE~ 7~~ ... \\' '.2 :.! 4,8 2.3 1.7 :'.6 2.S " , :.1 Sri 1.5 <1 od 3 <' 3.5 2 3.5 ~

Tableau ILL Analyses chimiques! roche totale) des différents faciès dc l'unité granitique d'Ho Diab.

HD l - M.icrotonalite échantillon légérement altéré en mus­co\ite. prélevé a la côte 223 m du sondage 5. :\nalyse modale pondérale calculée (!\'\1P): Quartz (Qz) = 33.95% : Plagioclase (Pl) = 39.87% : Feldspath K (Fk) = 5.36% : Biotite (Bi) = 16% : Opaque (Op) = 2.75% : Musco­\ite (Ms) = 2%.

HD2 - ~,~icrotonalite. échanWlon prélevé à la côte 208.5 m du sondage 4. A.M.P. : Qz = 37.82% : Pl = 31.92% : Fk = 12.98%. Bi = 13.76% : Op = 2.64%.

HD3 - Granite a biotite. échanWlon prélevé à la côte 144 m du sondage 9. A.M.P. : Qz = 28.74% : Pl = 38.27% : Fk = 14.7%. Bi = 16.41% : Op = 1.3%.

HD4 - Granite à biotite. échanWlon prélevé à la côte 179m du sondage Il. A.M.P. : Qz = 31.77% : Pl = 236.1% : Fk = 18.38%. Bi = Il.31% : Op = 1,44%.

HD5 " Granite à biotite. échantillon prélevé à Koudi,t (X = 764 : Y = 373.9). A.M.P. : Qz = 26.8% : Pl = 47.5% : Fk = 13,55%. BI = 9.96% : Op = 1.65%.

HD6 " Granite à biotite. échantillon légèrement altéré en musco\ite. préleYé à la côte 93.7 m du sondage Il. A.M.P. : Qz = 32.97% : Pl = 28,8% : Fk = 22,55%. Bi = 8,85% : Ms = 4,92%. Op = 1%.

HD7 - Microgranite à biotite. échantillonné au niveau de la mine à tungstène (X = 756.75 : Y = 373.35). A.M.P. : Qz = 31.99% : Pl = 32.62% : Fk = 22,92%. Bi = 10.81% : Op = 0.85%.

HD8 - Microgranite à biotite. échantillon altéré en muscO\i­te. prèlcvé à la côte 224.8 m du sondage 3. A.M.P. : Qz = 35.9% : Pl = 29.63% : ,'- = 6.23%. Bi = 13,02%

: ~1s = 14.24%. Op = 0.43%.

HD9 - Microgranite à biotite. échantillon altèré en muscO\i­te. prélevé à la côte 235 IT. du sondage 3. A.M.P. : Qz = 35.36% : Pl = 28.27% : Fk = 11.45%. Bi = 8.48% : ~1s = 12.86%. Op = 1. 76%.

1

1

Fig.

Feldspath alcalin

II.7.

29

Position des différents !":1ciès cie l'unité granitique cl'[-[. DL,\) dans le diagramme cie classification Quartz-plagiocla­se-feldspaths alcalins de Streickeisen (1976)

Les lignes des évolutions des séries calco-alcalines définies par Lameyre et BO\'.-den (1982) sont reportés

Quartz

o Tonol;lc • Gr~n;le à ~',ol;lc () M; cr 0 9 ra n; le, à b; 0 l" l c

,. J r. 1 t

• <)

PlagIOclase

!

30

in : Leistel (1984) et qui consiste en une résolution d'une matrice carrée à (n+1) équations à n inconnus, à l'aide d'un calcul matriciel itératif. Le total de chaque analyse modale permet de vérifier la validité de chaque calcul, il est généralement proche de 100 (Tab. ILl.).

Le rapport de ces compositions dans le triangle QAP montre une répartition des différents termes de l'unité entre le domaine des grani­tes adamellites granodiorites et tonalites (Fig. II. 7.). L'ensemble des pOints()~ntègre bien dans le domaine des associations de type calco-alcalin définy; par Lameyre et Bowden (1982) dans ce diagramme. Certains échantillons notamment micro granitiques se trouvent décalés vers le pôle quartz. L'enrichissement en cet élément est lié au facteur d'altération notamment micacée qui affecte ces faciès (cf infra).

l

2.3. Pétrographie des différents faciès de l'unité granitique

2.3.1. Le granite à biotite.

La roche est de couleur grise et présente une texture porphyroïde accusée par la taille des cristaux de plagioclase (4 mm). Les minéraux colorés représentés uniquement par la biotite font partie du fond gre­nue, mais peuvent apparaître avec un grain plus grossier (2 mm).

a) Le quartz

Trois types de cristaux de quartz sont distingués en fonction de leur habitus et -leur morphologie :

- le quartz l : les cristaux sont subautomorphes et en fréquentes as­sociations polycristallines, ils présentent parfois des figures cataclasti­ques typiques d'une protoclase intramagmatique plus ou moins accen­tuée (Fig. II.8.A.). Les cristaux d'extinction ondulante sont souvent frag­mentés et cimentés par du feldspath potassique.

- Le quartz II : il correspond à des cristaux xénomorphes (1 mm) occupant souvent les vides aménagés par les minéraux précoces (Fig. II.S.B.). Ils renferment des petits cristaux de biotite et de plagioclases et forment des associations symplectiques avec le feldspath potassique.

31

- Le quartz III : il s'agit de cristaux imbriqués à bords lobés inclus dans la mésostase. Ils sont de taille inframillimétriques et se trouvent parfois inclus dans le feldspath potassique.

b) Le plagioclase

Nous distinguons deux types de plagioclases. selon leur morpholo­gie et rapports texturaux avec les autres minéraux.

- Plagioclase 1 : Ils sont subautomorphes à automorphes souvent bien développés. leur taille varie de 1 à 4 mm. Ils montrent une zonation de type oscillatoire normale (Bard. 1980) qui situe leur composition entre l'andésine au centre et l'oligoclase vers la périphérie (Fig. I1.9.).

o

YA /.. n.

40

30

2 a

Fig. II.9. Variation des teneurs en anorthite dans un phénocristal de plagioclase zoné du granite à biotite de l'unité granitique d'Ho Diab.

Les assemblages de type syneusis sont relativement fréquenys (Fig. n.8.e.). Les plagioclases montrent souvent le développement d'un lis~ré plus clair vraisemblablement albitique. De tels lis6rés, observés dans le granite à gros grains du complexe de Ploumanac'h représentent pour

J2

Barrière (l977) une association tardi à post-magmatique d'origine réac-. ~

tionnelle. Dans notre cas, la formation de ce liseré se fait à un stade magmatique au moment de la cristallisation des feldspaths potassiques. Le contact symplectique entre les deux phases milite en faveur de cette hypothèse (Fig. II.B.D.).

Les inclusions de biotites dans le plagioclase sont rares. Celui-ci renferme des minéraux accessoires notamment apatite et zircon.

- Plagioclases II : Les cristaux sont de taille plus petite « 1 mm). Ils q font subautomorphes à xénomorphes. Leur composition est celle de _ L l'oligoclase SOdiqU1(An 14). Ils ne sont pas zonés et généralement dé­

pourvus d'inclusions. Ils s'observent parfois en association épitaxique avec les plagioclases 1.

c) La biotite.

Elle représente le seul minéral ferromagnésien de la roche où la proportion modale pondérale peut atteindre 12,5% fortement poly­chroïque, elle montre une coloration rouge foncée, suivant Ng, Nm et jaune brun suivant NP. La biotite peut former des amas polycristallins par accolement des faces 010/010. Généralement, elle se présente en lattes subautomorphes (1-2 mm) chargées d'inclusions de zircons entourés de leur auréoles pléochroïques et d'apatites automorphes. Quelques plages peuvent représenter un début de chloritisation se développant à partir des bordures et pouvant envahir partiellement le minéral avec formation d'inclusions d'oxydes opaques et d'aiguilles de rutile.

Des transformations en muscovites sont également observées liées à une altération post-magmatique.

d) Le feldspath potassique.

De taille moyenne (1 mm). il présente un aspect nettement inters­

titiel toujours xénomorphe. sa croissance par rapport aux autres phases minéralogiques, semble tardive. Les sections ne sont pas mâclées. Cer­

taines plages à contours plus ou moins amiboïdes sont parfois riches en inclusions de biotites, plagioclases II, quartz l qui leur confèrent une al­lure poecilitique (Fig. II.10.). Certaines sections présentent localement le moirage du microcline.

9

o

33

Qua r l z --f"''--

feldspath. k

o 0.2 mm Biotite

® QUartz l protoclasé ® Quartz II poécilitique de

F1g. II.S.

. syncristallisation avec le felds

©

Association de type syneusis entre cristaux de plagioclase

. Feldspath K avec moirage de microcline

,;-.r---- , Frange albitlque

___ Contact symplictlque entre frange albitlque et feldspath po­tassique soulignant la syncristallisatlon des deux phases.

Différents types d'associations texturales dans le granite à biotite d'H; Diab.

34

prog ioclos e Biotite

Qua rl z

Feldgpath.K

o O.)smm -

Fig. II.10. Feldspath potassique s'insinuant entre les minéraux préco-ces, allant jusqu'à les englober pour prendre une allure poecilitique.

e) Les minéraux accessoires

L'apatite et le zircon sont les plus fréquents presque toujours en in­clusion dans la biotite, leur forme bien automorphe témoigne de leur cristallisation précoce. Le zircon peut également apparaître en baguettes allongées de 0,2 mm libres dans la mésostase. Le rutile apparaît sous forme d'inclusions aciculaires dans la biotite partiellement ou complè­tement chloritisée. Les minéraux opaques sont formés de sulfures (pyrite-chalcopyrite) et d'oxydes de fer localisés dans le clivage de la bio­tite. Les opaques sont généralement associés à cette dernière.

2.3.2. Les enclaves

Le granite à biotite d'Ho Diab renferme deux types d'enclaves.

2.3.2.1. Les enclaves surmicacées

Elles correspondent à des schistes micacés qui sont caractérisés par une forme lenticulaire parfois arrondie, une taille de 1 à 3 cm et une

35

structure fibreuse. Leur composition est marquée par une richesse en micas (biotite mais surtout muscovite), minéraux alumineux (grenat, co­rindon) et de rares opaques (sulfures).( PL.I, Ph 2-3).

L'étude minéralogique de ces enclaves met en évidence la relation étroite qui lie la biotite au grenat. Celui-ci se présente en amas de cris­taux intimement associés à la biotite (Fig. ILL). Ces deux phases sem­blent à l'équilibre.

____ ---- Schiste ~ __ =-_~ ___ 8ioti t~

-_.

o ." O.5mm

Grena t

. , mlcoce

Fig. II.II. Association grenat-biotite des schistes micacés en enclaves dans le granite à biotite.

a) Les biotites

Les biotites analysées dans les enclaves (Tab. II.2.) sont assez riches en fer et plus proches de la série sidérophyllite-eastonite (Fig. II.12.). Dans le diagramme ALVIvs Mg/Mg+Fe (Fig. 11.13.). Elles se disposent dans le champ des biotites de métapélites coexistant avec une paragenè­se à muscovite (Guidotti, 1984).

b) Les grenats

Les grenats analysés dans les enclaves (Tab. II.3.) sont des alman­dins pauvres en calcium et assez fournis en manganèse. Leurs formules structurales conduisent à former jusqu'à 17% de spessartine (Fig. II.14.).

36

Fe Fe+tvkJ Ânnite

.8

• . 6

.4

.2 Phlogopile

Phlogopile Eas loni t e

5·8 5.6 5.4 5.2 Si

Fig. II.12. Position des biotites des schistes micacés en enclaves dans le granite à biotite dans le diagramme FejFe+Mg Yâ Si4+.

si derophillte

ALI

, .... ') b'lotite de la zone a '~_,' mu!;covitc

,"-'), bioti t e de la 2Cf1c à '_ . .- '. . $Ililmomte + orthose

....... ) biot'Ite du faciès à L .. ···· .

granullt e

.3 -

.B _

. 7

• G

.3

.2 t-

.1

A nnlte .1

EaSlonite

... ~------------- ....... , ..... " . " 1 ._._._._._. ,

, .,..... '\. 1 "' ," ,,""

..... ;1 ••••••• \1. ..• ..,/ .l' .••..••. /_,..:;. • ..-:

"- -r - -- - -. ....... :- - ;:~~ "'~ \ .',..' . ,,,_._._.-./.-. ..,.,,.. l

:

..-" .'

•••• 1

.2 .3 .4 :5 .6 .7 B .9

M9/ Fe+Mg Phi ogopite

Fig. II.13. Position des biotites des schistes micacés en enclaves dans le granite à biotite, dans le diagramme AlVI vs MgjMg+Fe (d'après Guidotti, 1984).

Si 02 AL203

Fe ° MnO MgO CoO Nt1;20 K20

Ti 02 ToT

si /.Ii AI" Fe

Mn Mg Ca TI Nu

K

7,":' L:-:-'.J..~.a..

21.66

b. ü8 (J.OO

2.24 S'1.94

C, "H,J ",:.IJu1

2.b35 (l.B6S 2.978 tl.04'1 1.49 0.00 0.277

35. ~S 18.94 'il '1 L.l.tJ

). i6

ü,02

Ci::: 1"7 : .. h .. 1 J

2.549 0.379 2.797

Lm 0'::;03 (:.353

;).0319 (l.(:4~

LB45 1.814

Tableau II.2.

-::-:: =!; :.',-',!J\'

20.21

2.28 95,51

5.H4

1.(147 ~ 101 .!-.IL ..

1,557 O. :)03 \1.261 0.016 1 '(' .:.. j 1J.

92.54

S.289

(1.96 3.2')6

1.343

7'! Il "_'i,jJ i

if "'!I: loi.dJ

0,37 7 ,\,' .' ~ ~'-r

QJ '1~ i't,J..J

2.61

1.634 i.Î.OO ü.29&

1.835 1.203

.... 11

,"';;", 'H. ~ . .'. 41.'

i),3b

;}.(iO

0.10 3.47 ~ <, s. .......

94.45

5. 4~ll 2.5'18 1. (:73

2. ;(;2

1.509 (1.00 (1.2 Ql (l,029 1 .. ' ~ Î.JOl

Analyses chimiques à la Camebax et formules structurales des biotites des schistes micacés en enclaves dans le gra­nite à biotite. Formules structurales calculées sur la base de 22 oxygènes.

37

ALMANDIN

py R OPE

!,L20j :Eiil

T1D2 ïUïAL

AL lU ~L Vi

Ti

.- r: ,,'. ,"'U

... 1 ".j

-::.\ =-: ... ''.·,lJf

L65 1.81

6.053

;,071 ~,l2B

0.397 ü.313 ;).00

~3F'ESSART iNE16. 3~ bRûSSULA l RE 5, ~ !

Tableau II.3.

:-01 -= ':'i.,~",,!

Y,5~

b,jj

1,82 1:33

G,Gü 99.~3

(l,üO ~J ;)53

o.m 0.317

0, '}l6 ,::'(:0

1;:- ""YI:' :' .. :.I .. !

"! 'i~

.1'-'"

::i =:o:! ".'i 1.Ji..

:"L d~; :: ,38 :"t.bb i:: 7~ 7,;)4 o,5b 1 i!7 ",\.' ~, ; • .J -,-, d.

;"71 ,'j'1 l:" f l, uJ

ü.oo ,),fjO

':9.78 98.03

ü.:ji) (i.ü03 ~. i33 4,129 3.989 4.(,82

0.305 0.322 O. (JO 0, Dû i).N9 (l, (!i}3

\t.OO

3, ()9

: b. 78

7'", "-,t.. ,".,.",u

Analyses chimiques à la Camebax et formules structurales des grenats des enclaves surmicacés du granite à biotite. Formules structurales calculées sur la base de 24 o" .. ygénes.

SPESSARTINE

Fig. II. 14. Composition des grenats des schistes micacés en enclaves dans le granite à biotite. .

38

L'assemblage grenat-biotite a été utilisé pour déterminer les condi­tions pression-température qui régnaient lorsque l'équilibre a été atteint. Le couple a fait l'objet de nombreuses études théoriques et expérimenta­les qui ont abouti à l'élaboration d'un géothermobaromètre. Celui-ci est basé sur le partage du fer et du magnésium entre grenat et biotite.

L'influence d'autres cations tels que Ca et Mn dans le grenat ou Ti et AL VI dans la biotite est envisagé par certains auteurs (Saxena, 1969, Goldman et Albee, 1977) qui en tiennent directement compte dans le calcul de KD. Ferry et Spear (1977) préfèrent imposer des bornes à l'ap­

plication de leur calibration: au-delà de (Ca + Mn/Ca + Mn + Fe + Mg) Gt ~ 0,2 ou de (AL VI + Ti/AL VI + Ti + Fe + Mg)Bi ~ 0,15, le géothermomè­tre grenat-biotite n'est plus applicable. Toutefois, les auteurs s'accordent à reconnaître que la composition des grenats influe peu sur l'estimation de la température, alors que le Ti et AL des biotites ont des rôles impor­

tants. Nous utilisons les calibrations de Ferry et Spear ainsi que celle de

Thompson (1976) qui d'après Masmejean (1983) sont les plus fiables. La pression qui a peu d'influence sur la température a été fixée arbitraire­ment à 3kb. Les températures obtenues par les deux calibrations (Tab. II.4.) sont pratiquement identiques de l'ordre de 600°C.

KD = (XFe/XMg)biotite x (XMg/XFe)grenat, P en bars

Thompson (1976) : T(OK) = 2740 + 0,0234P/1,56 - LnKD

Ferry et Spear (1978) :

-roC d'après Thompson

KD P = 3 Kb

T(OK) = 2089 + O,0095P /0,782 - LnKD

roc d'après Ferry et Spear

P = 3 Kb

594°C

Tableau II.4. : Géothermomètre grenat-biotite

39

2.3.2.2. Les enclaves homéogènes sombres

Elles peuvent être rattachées aux enclaves microgrenues selon la classification de J. Didier (1973). Elles ont une taille variable allant de quelques millimètres à quelques centimètres, une forme ovoïde et à

contour arrondi. Elles sont constituées par des roches magmatiques mi­crogrenues ou à grains fins de couleur gris sombre en contact diffus avec

leurs roches hôtes. Elles sont formées des mêmes minéraux essentiels que ceux du granite à biotite encaissant. Nous observons d'une manière générale quelques grands cristaux (1-4 mm) de plagioclase An30-40 de biotite (Fe/Fe +mg = 0,56) ou de quartz entre lesquels s'étend une mé­sostase formée des mêmes éléments plus du feldspath K.

La taille réduite de ces enclaves n'a pas permis d'effectuer des ana­lyses roches totales. Les caractéristiques pétrographiques et minéralogi­ques de ces enclaves conduisent toutefois à les rattacher à l'unité grani­tique.

2.3.3. Le microgranite à biotite

Ils délimitent les apophyses granitiques repérées au niveau de la mine d'Ho Diab et dont ils représentent un second type de gisement. Au développement quasiment automorphe de toutes les phases principales (quartz-plagioclase-biotite) dans la roche, se superpose une mésostase microgrenue formée des mêmes élements en plus de feldspath K. De ce fait, la roche apparaît hétérogranulaire. Les phases principales conser­vent les caractéristiques qu'elles avaient dans le granite mis à part le quartz qui se présente souvent en individus mono cristallins globuleux et de taille relativement plus importante (2-3 mm). Certaines sections de biotite présentent des torsions de clivage (kinkband). Le plagioclase, à

partir de sa bordure albitique développe des bourgeons au contact du feldspath K, dans lesquels se trouvent des vermicules de quartz. Cette texture myrmekitique bien développée dans ce faciès témoigne d'une

syncristallisation eutectique entre le feldspath K, quartz et frange albiti­que (Pl. 1).

-l

>< :J Cl

;J') <Il :ï . c:: ... w Vl '"

C , ...

40

... c' Cl

\fi

'" Vl \ .... E u ... >

'" .... -'

-0 c

'" -' 0 <-

2:

... Vl Cl

W

'" ~ '" a..

-' ....

... -'

'"

, '"

Jl

'" '" en Cl

0..

~I

1

o l-< CJ ..... S

41

2.3.4. Les microtonalites

L'étude des sondages réalisés dans le secteur de la mine d'Ho Diab a révélé la présence de filons finement microgrenus, intrus ifs dans le gra­nite à biotite. Ils ont une teinte grise, nettement plus sombre que celle du granite qui les englobe et présentant une texture porphyrique due à

la présence de phénocristaux de plagioclase de biotite et de rares quartz globuleux. Les dimensions de ces phases sont très supérieures à celle de la moyenne granulométrique de la matrice encaissante.

Il semble qu'il y ait pénécontemporainéité dans l'expression des magmas microtonalitique et granitique. En effet, le contact entre les deux roches (Fig. 11.15.) illustre un parfait exemple d"'éponte mobile" (Bertaux, 1982). La surface de contact dessine des ondulations dissymé­triques d'amplitude millimétrique. A proximité de l'éponte, la microtona­lite est plissée et le granite présente une fluidalité marquée par des mi­néraux de biotite cisaillées, ainsi qu'une foliation minérale soulignée par le quartz déformé plastiquement. On observe également l'entraînement de "gouttes" microtonalitiques vers le granite et inversement des phé­nocristaux de biotite et de plagioclases passent du granite vers la micro­tonalite où ils sont moulés par les cristaux de la mésostase encore à l'état visqueux.

2.3.5. Conclusion

L'examen du tableau Il.S permet de visualiser les principales caracté­ristiques pétrographiques des différents faciès de l'unité granitique. Il montre que la pétrographie de ces différents faciès est basée sur le même assemblage minéralogique ; la distribution des faciès tient de plus à l'abondance relative des phases minérales, la composition des p'àijgio­c1ases et biotite (cf. infra), la taille du grain, qu'à des changements miné­ralogiques majeurs.

42

Microtonal ite Granite à biotite microgranite à biotite

Texture Finement microgrenue Grenue porphyroïde microgrenue porphyrique porphyrique

---Biotite P.M.P. = 15 % P.M.P. = 12,5% P.M.P. = 10,8%

Fe/Fe+Mg = 44 Fe/Fe + Mg = 55,8% Fe/Fe +Mg = 54,4%

Plagio- Phénocristaux automorphes Phénocristaux automorphes Phénocristaux automorphes clase à subautomorphe (An50) (An 40-18) (An 40-17)

P.M.P. = 36 % P.M.P. = 35 % P.M.P. = 30 %

Inclusion de biotite inclusion de biotite inclusion de biotite présence d'une bordure présence d'une bordure albitique albitique

Feldspath petites sections xénomorphes plages xénomorphes en association K «1/10 mm) dans (env.1 mm) myrmekitique

mésostase généralement interstitielle avec quartz et plagioclase

--P.M.P. = 9,1 0/0 P.M.P. = 15,5 % P.M.P. = 22,9 %

Quartz petites sections xénomorphes plages mono à polycristallineE globuleux, plages (1/10 mm) dans subautomorphes monocristallines mésostase

--P.M.P. = 35,8 % P.M.P. = 30 % P.M.P. = 32 %

P.M.P. = proportion modale pondérale moyenne

Tableau IL5. - Caractéristiques pétrographiques des principaux faciès de l'unité granitique d'Ho Diab.

Un schéma de l'ordre apparent de cristallisation dans l'unité grani­tique peut être approché avec les précautions d'usage par la synthèse des observations texturales réalisées en lame mince (Fig. II.16.) :

43

Stade de cristallisation prévue 1 Stade mésostase

Biotite

Plagioclase Bordure albitique

Feldspath K.

Quartz --------------------------,.

Apatite - Zircon --------------------

Fig. IL 16. - Représentation schématique globale de l'ordre apparent de cristallisation

des différentes phases minérales de l'unité granitique d'Ho Diab.

- cristallisation précoce de la biotite après celle des minéraux acce­

soires principalement zircon et apatite. - cristallisation des phénocristaux de plagioclase avec diminution

progressive de la teneur en anorthite des microtonalites au micrograni­te;

- cristallisation du quartz globuleux puis du feldspath K en position interstitielle allant jusqu'à englober les minéraux précoces.

- cristallisation de quartz et des feldspaths de la mésostase;

2.4. Géochimie des minéraux de l'unité granitique.

Le chimisme des phases minérales étudiées dans ce paragraphe a été déterminé à la microsonde électronique Camebax. Les conditions d'analyse sont présentées en annexe.

Fe+Mg annite

.8

'.6

·4

.2

phlogopite

5.8

44

00

5.4

• ••

eas tonite

5.2 Si4+

Fig. n.17. Position des biotites des différents faciès de l'unité graniti­que dans le diagramme Fe IFe + Mg VS Si4 + .

MgO

o Mlcrotonallte • granIte ~ blotite

o () {l'Il crc.oran 1 t e

o 0

1 domaly,e à biotIte + rl1USCovlte Il cornalne à biotIte seule III dornaly,e à biotIte + artlOhlbole IV dOrnalYle à biotite + oyrO)(eYfe Cil.! olivIy,e

Il

Fig. n.IS. Position des biotites de l'unité granitique d'Ho Diab dans le diagramme MgO-FeOt-Al203 (Nockolds. 1947).

45

2.4.1. La biotite

L'ensemble des analyses ainsi que leurs formules structurales calcu­lées sur la base de 22 oxygènes, selon la méthode proposée par Foster (1960) sont présentées dans le tableau II.6 ..

2.4.1.1. Caractères chimiques

Le chimisme des biotites analysées peut être décrit dans le cadre de substitutions annite-sidérophyllite-phlogopite-eastonite (Fig. II.17) . Les points représentatifs de l'ensemble des faciès s'étalent entre le do­maine des biotites ferrifères et magnésiennes. Ils soulignent une évolu­tion des microtonalités au granite et microgranite, marquée par l'aug­mentation progressive du rapport (Fe2+t/Fe2+t + Mg) corrélativement à

une diminution en Si4+. Dans le diagramme de Nockolds (1947) (Fig. n.1B.) toutes ces biotites se placent dans le champ des paragenèses à bio­tite seule, conformément aux observations pétrographiques. Toutefois, on peut noter une légère dérive vers le domaine des paragenèses à bioti­te et muscovite amorcée par les biotites granitiques. De surcroît, l'en­semble de ces biotites s'alignent en un trend évolutif, des microtonalites au granite, réglé sur l'augmentation du rapport FeO /MgO à Al203 pres­que constant.

2.4.1.2. Estimation des conditions physiques de cris­tallisation.

Les travaux de D.R. Wones et H.P. Eugster (1965) ont montré que les substitutions des cations (Fe2+, Fe3+, Mg) qui se font dans les bioti­tes de la série phlogopite-annite-oxybiotite sont surtout régies par les paramètres physiques de la cristallisation; température, pression d'eau et fugacité d'oxygène (f02). Les auteurs ont proposé un diagramme trian­gulaire (Fe3+, Fe2+, Mg) qui permet de suivre l'évolution de la cristalli­sation des biotites par rapport aux f02 contrôlées par les tampons Fe304-Fe203. Ni-NiO. Si02-Fe304-Fe2Si04 Or la microsonde ne permet pas de connaître la partition Fe2+ /Fe3+ puisqu'elle donne le fer total

sous fonne FeO. Afin de palierl cet Incqv.;nient. nous avons établi '1

46

" r 2' 3+ 4 +) l R +R+ Ti ,y 'r----r-----..--------,....-----,

Fig.

F 2.

e'

Fig.

--20 .

6

S.S

.. 5 1.5

n.lg. Abaque permettant de déterminer la teneur en Fe;j+ à par­tir de la somme des cations octaédriques.

~ 3+

__ --------------~~e

___ -0--

F 2. e

ll.20. Situation et évoluti.on des biotites de l'unité granitique dans le diagramme Fe0 +,- Fe2 +-Mg2+ de Wones et Eugster (1966) .

.P=2070b

Fig. ll.21. Position des biotites de l'unité granitique dans le diagram-me T-f02 de Wones et Eugster (1965).

Mg

47

abaque permettant de déduire les valeurs de Fe3+ (Fig. II. 19.). Il s'agit d'un traitement statistique des biotites de la série annite-phlogopite dont les analyses sont empruntées à Forster (1960) (les minéraux sont ici séparés et analysés par voie chimique, le choix des coordonnées de cette représentation graphique (X = AL VI + Ti4+ + Fe3+ ; Y = Fet + Mg + Mn + Ti + AL VI) est dicté par le fait que ces éléments interviennent dans les principales réactions de substitutions qui affectent les biotites dans le cadre d~une différenciation magmatique et qui concernent prin­cipalement le site octaédrique. Ces réactions sont :

Mg ==== Fe2+, Mn Si IV, (Fe2+, Mg) === ALIV (AL VI, Fe3 +)

3R2+ === 2R3+ + 1 lacune octaédrique 2 ALVI === R2+ + Ti

Ainsi, la somme des cations octaédriques obtenue dans les formules structurales, projetée sur l'axe des abcisses à partir de la courbe permet de connaître la valeur de R3+ par simple soustraction. Bien entendu, il ne s'agit que de valeurs approchées.

Dans le diagramme (Fe3 +, Fe2 +, Mg) (Fig. II.20.). Les biotites de l'unité granitique se situent entre les deux tampons Fe304-Fe203 et Ni-NiO et s'étalent le long d'une droite qui leur est séquente. Cette dis­position ne montre aucune évolution tamponnée et suggère des condi­tions de fugacité d'oxygène décroissante entre les biotites, des microto­nalites et celle du granite ou microgranite. A partir de ces positions et en calculant le rapport (Fe2+ /Fe2+ + Mg) on peut replacer les points re­présentatifs des biotites dans le diagramme Log F02 vs roc (Fig. II.21.).

Les estimations de ces deux paramètres à partir de ce diagramme sont présentées ci-dessous:

Microtonalite Granite Micro granite à biotite à biotite

lFe/Fe+Mg 44,11 55,85 54,40

T'C 820 750 750

f02 10- 12 10- 15 10- 15

Tableau II.7. - Valeurs de roc et f02 déduites du diagramme de Wones et Eugster pour les biotites de l'unité granitique d'Ho Diab.

Ab

/ /

/

/

/

Or 48

Or

o

<J... • .0 ~. si' ~, 0 ~----~~<J~~~--~~~~~~----~----~------An ....

Fig. U.22. Position des feldspaths de l'unité granitique d'Ho Diab dans le diagramme Or-Ab-An.

49

En l'absence de la balance Fe2+ /Fe3+, ces estimations ne peuvent être utilisées qu'avec précautionf. Les données de fugacité d'oxygène et de température sont ici prises comme des ordres de grandeur et des tendances évolutives qualitatives. Le principal intérêt serait compte-tenu des réserves d'usage, une distinction entre biotite des microtonalites cristallisant à température relativement haute 820°C avec une f02 de l'ordre de 10-12 et les biotites granitiques ou mic&ranitiques cristalli­sant à température relativement basse 750°C avec une f02 de l'ordre de 10-15.

2.4.2. Le plagioclase.

Il présente un zonage marqué dans les différents faciès. la, disposi­tion des plagioclases (Tab. II.8.) dans le diagramme Ab-An-Or (Fig. 11.22.) traduit une évolution soulignée par la diminution progressive du pour­centage en anorthite des microtonalites (An50) au microgranite (An17). Ceci peut être relié à une diminution de la température de cristallisation des plagioclases et à une augmentation des conditions de PH20 dans le magma (Wiebe, 1968, W.C. Luth, 1976).

2.4.3. Le feldspath alcalin

Exprimé sous forme de cristaux interstitiels essentiellement dans le granite à biotite ou encore en fines sections liées à la mésostase dans le micro granite et à moindre degré dans les microtonalites.

La composition chimique de ces feldspaths montre que la phase po­tassique est largement représentée (Tab. 11.8.). Ce fait/ajouté aux observa­tions précédentes sur la présence d'un lisé'ré albitique (p. ), conduis:Atît à penser à un magma résiduel riche en alcalins qui aurait subi une démi­xion aboutissant à deux phases, l'une potassique, l'autre sodique expri­mée par cet halo d'albite.

2.5. Conclusion

L'unité granitique représente une série de roches dans laquelle se dessine une évolution allant des microtonalites au granite et micrograni­te. Ces deux derniers traduisent en fait un même stade magmatique et ce

50

d'après les considérations pétrographiques. minéralogiques précédentes.

Cette évolution se caractérise par :

- une variation des proportions relatives des minéraux (augmentation de la proportion des feldspaths K au dépens des plagio­clases, diminution des minéraux ferromagnésiens).

- l'enrichissement en fer et l'appauvrissement en Mg des biotites. - diminution des teneurs en anorthite des plagioclases. Cette différenciation se fait selon un sens opposé à celui de la chro­

nologie de mise en place puisque les microtonalites sont ici encaissés dans le granite. il faut cependant distinguer le moment de mise en dis­ponibilité du magma et celui de mise en place. Le magma microtonaliti­

que peut être formé antérieurement et mis en place de façon pénécon­temporaine avec celui granitique. Le contact magmatique entre ces deux faciès plaide implicitement en faveur de celtpostulat.

/\N'\./---- V\ y .\?O~"Ati\~e.

3 - Les microgranites à pyroxène

3.1. Mode de gisement

Ils se présentent en filons puissants de 4 à 6 m de direction N160E ou N70E ou en petits massifs circonscrits d'une quarantaine de mètres de diamètre. Ils sont postérieurs aux dykes de microgranitoïdes ainsi qu'au granite à biotite et ne montrent pas de relation structurale avec le syénogranite de Soulouina.

3.1.1. Etude de pétrofabrique

Deux relevés de pétrofabrique sont réalisés, l'un sur un filon orienté N70, l'autre sur une intrusion massive légèrement allongée vers le SE. Les mesures sont portées sur le plan 010 des phénocristaux de plagiocla­ses (An40).

Filon

dJ, ,

, " , , , ,

1

i ' --, 1

1 \

\ \ \

N·

+

51

(~ .. ' .... ,- .. '

\ ,r'~ 1 \ ... ' 1 , /. ;' \

-........ '

'--', , , " '

• '8.5;'

m 5

§ .4/.

o .2.6(

o .651.

Fig. II.23. Fabrique microscopique du plagioclase : orientation du plan

Intrusion massive

010 (152 mesures). Ech. : G4 (X : 758 ; Y: 374.15). Canevas de Schmidt - hémisphère inférieur.

, _. ....... _.' :

N

r -~ , ;

(,->j:',~~:" - (---\ .... ",,' 1 \ ... \

_ .. , ,f /1 -_-_ 1

J ( ,

\

• oxe de zone '_ .....

, ... ,\ 1

) '.'

,/ 1

~ ,

1 1 ,

.... -.,-'

1

1 --, /;' \_ .... , ..... '1 ',,1 /

",

r" ~-, ,

r

+

.. -.... , , , 1 1 ,

r"

l,,) IL; 1 1

,'~ J

1 _, (' , ' "'" 1 1 .... \)

-m 5 /'

~. 3.5/

EJ .9;:'

Fig. Il.24. Fabrique microscopique du plagioclase: orientation du plan 010 (114 mesures). Ech.: G3 (X : 760,7 ; Y : 372,1). Cane­vas de Schmidt - hémisphère inférieur.

/ (,

52

3. l.l.l. Le filon à N70

Le diagramme de densité montre un maximum d'intensité ( env. 8%) de direction N70E-60SE qui représente la fluidalité planaire et des maxima secondaires N90-55N, N65-85NW se disposant en zone autour d'un axe caractérisant une fluidalité linéaire d'orientation N70-10NE (Fig. 11.23.).

3.l.l.2. L'intrusion massive

La dispersion des polaires souligne un maximum planaire double avec comme orientations respectives : N85-80N et N125-90. Les mma.­ma secondaires sont à N65-85SE ou N55-10NW. L'ensemble s'agence en zone autour .d'un axe à N125-55NW (Fig. 11.24.).

V f.>1'./ i'J-Q)\;

kJ Opl /' VU 3.1.2. Conclusion /

/ .1

/ Le filon aussi bien que l'intrusion massive montrent un axe d'écou­lement, traduit par la fluidalité linéaire, conforme à l'orientation de leur caisse. Ceci laisse supposer que les fabriques planaires obtenues sont ré­gies par la structure de l'encaissant. Les directions enregistrées par ces --~ .... '""---

intrusions de microgranites reflètent les deux systèmes de fracturation subéquatoriale et subméridienne qui semblent prépondérants dans la ré­gion. Le fait confirme leur mise en place dans des structures précoces. Enfin, le plongement relativement peu accusé de l'axe de zone indique­rait un niveau supérieur de ces intrusions : proche du toit.

3.2. Classification

Comme pour les faciès de l'unité granitique, les analyses roches tota­les et celle de minéraux permettent de calculer la composition modale pondérale de ces micro granites à pyroxène. Les résultats sont reportés dans le tableau 1I.9. . Dans le diagramme QAP de Streickeisen (1976), l'ensemble des points est localisé dans le champ des monzogranites (Fig. II.25.).

Fig.

53 G;sment Filon Hossif

.E ch. HO 10 H011 1 HO 12

F2G3

CtilJ

T'"' lL.'..:.:

P2j5 PF

ïDTAL

BA

... , :",t' -·J.V..J

:: :,., ..!I:'}!

1.15

l ,',~ il "\,.)

:).39 (l,lb

'J.95

Li5B . <1\' <10

-, .i

";;",

Pf. : ~! l ~7 W 404 3.2 5 ~.5«

~o. ï4 16.65

~). 04 1.41 3.34 2.b5

"17.93

1:. 100

Tableau II.9. Analyses chimiques xènes d'Ho Diab.

roche totale des microgranites à pyro-

HD 10 - Microgranite en filon. A.M.P. : Qz = 20.10% : PI = 43.95% : Fk = 29.20%. Pyroxè­ne (Px) = 5.50%, Sphène. (50hl = 1.17%

HD Il - Mlcrogranite en gisement massif. A.M.P. : Qz = 22.00% : PI = 35.10% : Fk = 35.1 %. Bi = 1.50%. Px = 1.50%, Amphibole (Am) = 3.80%. 5ph = 0.90% HO 12 - Microgranite en gisement massif. A.M.P. : Qz = 18.30% : PI = 35.10% : Fk = 37.1%. Bi = 2.50%. Chlorite (ChI) = 0,50%. Am = 5.00%. Sph = 1.80% Les échantillons sont prélevés au point (X = 758.00 ; Y = 374.15) sur la carte d'Ho Oiab au 1/80 OOOème

Quarlz

Feldspath olcol in Plag ioclose

II.25. Position des microgranites à pyroxènes d'Ho Diab dans le diagramme de classification Quartz-Plagioclase-Feldspaths alcalins de Streickeisen (1976).

En Fig.

Echantillon

B102 Al203 FEU KGf! CAO ~A2D

TlD CR203 NID nuo TOTAL

~J

4L (IV} AL ('n' r-"i: r ~-

~!~

!~G

Tl

CA

52.73 (1.32 ~. 49

:3.93 "':":" coco j;.j.JJ

\[17

(.02

" ,'1 .'." 9169

:. (l(}3

':iJ!14 .:, :)6 " ;,11 ~: , ~: .. '1

.:" '158

HO 10

0.26 9.09

23.40 i}.n

;).04 0.01 0.12

0.45

2. (:01 ),(i(lO

j, (112 }'239

:),954

),(110

;}.002

53.14 (1,41 5.79

14.61 23.38 (l.06 0.00 \1.00

0.00 0.30

97.71

2, uOb Ü,OOO ~:'I 018 (;,183

',321

:.,001

i),004 0.000

54

0.21 5.40

j4, 47 24.79

0.14

~8.s5

.\ '!o';; ','I!".).'

(i.(l00

~~. 'i93 (;. (:{)~

HO 11

54.33 0.19 6,50

14.22 24.70 ;;,('6 (1,01 t).oo ;J,OO (1,00

100,33

2.(;07 \ü(l

:, ::1 ',"'.',1

\,': 733

;) Ini .,'.-'!,

:J.OO

~4.00

0.32 :: :'" ~uii.

99, 3~

.-. ,··,'·r ':'1 ~, ... I.i

" ',:" '.' 1 ~. '.'

\::;;)7

',.814 ,', !.,-, ':,',,,.1

:).975 1). (H)4

(:,00

Tableau II. 10. Analyses chimiques à la Camebax et formules structurales Wollastonite (Ca) des PYToxénes des microgranites d'Ho Diab. For-mules structurales calculées sur la base de 6 o"-:ygénes,

~ ns la tl te (Mg) F erros'dite (re ,

~o

Àugile·.

U.26. Position des clinopyroxènes des micro granites à pyroxènes d'Ho Diab dans le diagramme Ca-Fe-Mg de Polde­vaart et Hess (1951).

55

3.3. Caractères pétrographiques et minéralogiques

Macroscopiquement la roche est leucocrate de couleur rose, loca-1ement grisâtre (massif). Elle montre une texture porphyrique soulignée par la taille des plagioclases (0,5 à 1 cm). Les pyroxène et biotite for­ment des petits grains imprégnant le fond grenu de la roche et où leur

abondance ne dépasse pas 6%. Microscopiquement, la roche montre une texture microgrenue

porphyrique. La phase porphyrique est formée surtout de plagioclases et à moindre degré de pyroxène, biotite et quartz. La mésostase est de na­ture quartzo-feldspathique montrant des figures myrmékitiques. Dans cette mésostase la proportion du feldspath K semble dominer par rap­port au plagioclase.

3.3.1. Le pyroxène

Il se présente en tablettes trapues de taille inframillimétrique, inco­lores et sans inclusions cristallines. Localement, le pyroxène ne subsiste qu'en petits grains isolés et émoussés attestant de la résorption du mi­néral.

Les analyses à la microsonde du pyroxène sont consignées dans le Tableau IL10. Celui-ci apparaît riche en silice (52-55%), pauvre en Al203 (0,2-0,4%) et Cr203 (0-0,12%) et dépourvu de Ti02. Les différents points d'analyses se placent à la limite diopside-salite dans le diagramme Ca-Fe-Mg (Fig. II.26.).

La relation Si-Al dans les clinopyroxènes a été discutée par Kushiro (1960) et Lebas (1962). Ces auteurs montrent que pour une série subal­caline, la concentration de Si dans le magma détermine la valeur de Si dans le site Z des pyroxènes; dans ce sens qui plus le magma est riche en silice, plus le site tétraédrique est saturé et inversement. Le déficit en Si tétraédrique est compensé par Al. En corollaire, la diminution de AL dans le pyroxène reflète le degré de saturation en silice du magma. Le

diagramme AL-Si (Kushiro, 1975) (Fig. II.27) présente un double intérêt

; il montre à la fois que le pyroxène de ce faciès se situe dans le domaine des séries subalcalines et la saturation du site tétraédrique (Si + AL > 2) avec AL VI = ° atome par formule unitaire. Ces données soulignent le ca-

Fig.

56

A / 0.4

R.Alcal"me ~ / f 0 ïd es / /

0.3 / / / /

/ 0.2 / R.Alcaline /

/ / .

0.1- / R.5ubalcalme

1 6 1.8 2 Si

II.27. Position des pyroxènes du micro granite dans le diagramme AL YS. Si de Kushiro (1975).

ractère évolué du magma à partir duquel cristallisent ces pyroxènes. La proportion de ces minéraux diminue dans les microgranites en gise­ment massif par rapport à ceux filoniens. En effet, le pyroxène va ou bien se résorber dans le magma pour ne subsister que sous forme de petits grains relictuels ou être pseudomorphosé en amphiboles.

3.3.2. Les biotites

Les analyses à la microsonde des biotites sont portées sur le tableau II.ll.

Elles sont observées surtout dçms le microgranite en gisement mas­sif. Selon leur habitus et relation texturales avec les autres phases. on peut distinguer trois types de biotites (Tab. II.12.).

Ec h anti lion

Symbole

, SI02 Al203 FEO iŒO ~NO

CAO Tlû2 NA20 K2D

40,12 13,13 12.34 16.87 0.11 0.:)0 2.60 (1,12 9.41

. HO 11

• 38.40 3a.44 36.92 lUb 13.58 15. Ob 13.12 12.36 12.90 17.95 16.81 15.48 ;).22 (l.18 O.lb (i,ùl 0,14 1).73 1.73 2.28 2.49 0.04 0.07 0.03 7,79 9.093.23

57

1-1012

36.79 37.83 15.53 15.52 15.39 14. 72 14.16 14.75 0.15 0.20 0.05 (1,23 2.5b 2.2b 0.09 0.10 9.409.49

.,.., "1:' JI liJ

15.52 14.29 14.58 tl.lb 0.01 3.1b 0.05 9,58

37 .~2 15.52 15.35 14.68 0.20 O,{lO

(1. as 8,90

l

37.24 14.87 15.21 15.01 n.lb 1), Q(i

3,11 (J.06 S.60

HO 11

37.45 15.28 15.59 14,19 ü.14 0,(10 2.97 0.10 9.67

15.81 15.16 14.24 i),23

0.10 9.24

37.53 15.38 16.(:9

0.24 0.tl7 3.47 i).oa 9.00

H012

o

15.19 17,14 I"'! ,'" l'· r·"· 1~'1 :/1 • ':,:'.:

(l. Oô ~!I.::·

2. '?1 (l, Db a.84

!. : .. \

TOT 94.7 94.06 92.96 92.07 94.14 95.1b 95.15 95.15 9416 95.39 95.68 95.41 94,40 .:\-0

SI Al {IV)

AL {VI}

FE2·

-, "

Ft;:~ct

FElFt+l'1r..

5.922 2.077

(1.205 1.523 ~, 712 i)'013 (!,233 (l, :)1) / .. i"'!" '.), V ... I.J , .,., ... i.f! L

ù.456

5 ,704 5.80b 2.2% 2.194

(;.264 C2J7 L 539 1. 359 3. '766 3,77b [::'.026 (i, 022 (:,191 0.258 (i, (100 0,045 0, ;J03 C,018 Lm 1.749

0.000 0.275

5.670 2.330

0.338 1. b54

1).013 0,235 0.000 (1.120 1.612

2.473

Q.264 1.94\1 3.158 0.180 !}.23B Q.OOO (1. OZ? 1.714

0.199

5.659 2.341

0.387 1. 835 3.280 0.022 0.253

5.636 2.364

0.360 1.773 3,239 O. (;17

0.il71 (1,000 (l.ü26 O.O(IS 1.804 1.318

O. 2~O

5.5b7 ., I~~

1..1 .. i .. \

O. ~95 1. 916 ~ "let'? ,-',.LUI

0,022 0.363

(l. (i08 1. 696

5,602 5.bûb 5.597 2.397 2.393 2.402

0.233 {l, 301 (}.3b2 1.913 J.'j52 l.aal :.367 3.166 3.149

ü.ù18 01029 1.b49 1.346

O.2bJ

(:. ::.28 i. 741

il. 134

5.625 ., ""r i. • .Jl..J

o.m 2.009

(;,388

. ",-: !.!l:

0.18a

5.614 2.336 .-, ...... , ' ..... ' .. 1'

.), .:.~!

1),115

- . -. ---

i .. , .. ',:

....... .. , ...• !

29 09 19.Z~ 29.22 Jl.S8 38.05 35.81 35.l.3 36·96 3G.Zl 38.1B 'H.39 40.04 4Z."1 5;.':

Tableau II.II. Analyses chimiques à la Carnebax et formules structurales! des biotites des microgranites à pyroxènesd'H. Diab. For­mules structurales calculées sur la base de 22 oxygènes.

• type 1 ca type II o type III

F Fe+-Mg

• G

. 2

lInni te

•

Ph 1 0 q op ile

Sidcrophyliitc

Bio lit c

o

• .-

E Qslonile

s.a 5.4 5.2 Si FJg. U.28 Position des biotites du micro granite dans le diagramme

FejFe+Mg Y§ Si.

58

Si/AL 3.8

• •

2.6

• • 2.4 ()

CJ() () 0 0 <J()

2.2 ()

Q >' .3 . J .5 Fe/Fe+Mg

Fig. II.29. Variation du rapport Sil Al IV en fonction 'de FejFe+Mg dans

• type [

:) tvoe li

:) tyoe II:.

les biotites des microgranites à pyroxènes.

;;" 1

/0

IV

.1 ,

-l "'- • ~ f

IOU' \ / o \' /

/

/

/

1 : domalne a blotlte • MUSCoVite II ; ce,rna,lne à t)le.tlte sel.lle III: oonlalne à blotlte • At~ohlbole

IV : domalne à Olotlte + avr'oxene O~t ollvlne

Fig. II.30. Position des biotites des micro granites dans le diagramme MgO/FeO/Al203 (Nockolds, 1947).

"

Type

Type l

Type II

Type III

59

Forme Taille Relation texturale alteration

Lattes subautomorphes 0,6 mm - - amphibole - chlorite

-

Paillettes xénomorphes 0.2 mm

0,06 mm inclus dans plagio. chlorite

Tableau II.12.: Les différents types de biotites

dans les microgranites à pyroxèned'H. Diab.

3.3.2.1. Caractères chimiques

Fe/Fe+Mg

29.85

36.87

45.2

La position de ces biotites dans le diagramme de composition Si

contre Fe/Fe+Mg montre un trend évolutif initié au voisinage du pôle "~"""w":" ~J~.."".,...,.",.,...<;t",,,,.,J<,~,,,,_,_,.,,-,.r'''''lt..~.,~,I!''~~ ••. ~.,""~'.":'." ->h~_"~' '!"~"" ..... r

phlogopite et qui s'étale vers le domaine des biotites ferrifères (Fig.

II.28.). La corrélation négative qui se dég'age de ce diagramme peut être

précisée dans le cadre des réactions de substitutions régies par les con­

ditions physiques de cristallisation. Ainsi. la baisse de Si peut être -..!Q.:.--/

féodée à sa substitution par AL. Le diagramme (Sil AL VI vs Fe/Fe+Mg) il­

lustre nettement ce fait (Fig. 11.29.). L'enrichissement en Al203 dans la

biotite est en relation avec des températures de cristallisations basses (Butler, 1965). L'augmentation du Fe2 +t (compte tenu des teneurs en Fe3+ calculées) et du Mn des biotites I vers celles de type III ret1èterait d'après (Czamenske et Wones, 1973 ; Gabenisch, 1984) une cristallisa­tion sous des conditions plus réductrices. Dans le diagramme de la Figu­re II.3D., les biotites 1 tombent en général dans le domaine de la parage­nèse à biotite et pyroxène. Les biotites type II et III quant à elles se si­tuent dans le domaine de la paragenèse à biotite seule. Les indications sont conformes avec les observations pétro-minéralogiques.

3.3.2.2. Estimation des conditions physiques de cristallisa­tion

Dans le diagramme Fe2+, Fe3+, Mg (Fig. II.3L ). les différents types

de biotites (seules des valeurs moyennes sont considérées en l'occuren­ce) s'alignent entre les tampons Ni-NiO et Q.F.M., selon une évolution

Fig.

• tvoe J.

(J t v ::.e .,. o t'IDe

60

II.31. Situation et évolution des biotiSeS de~ micrüJranites à pyro­xènes dans le diagramme Fe +-Fe + -Mg + de Wones et Eugster (1966).

P: 207Gb

_ 20.

500 700 900

\~ ..­..--

1100

Tc Fig. II.32. Fig. 32 - Position des biotites des microgranites dans le dia-

gramme T-f02 de Wones et Eugster (1965).

61

non tamponnée suggérant des conditions de fugacité d'oxygène (f02) dé­croissantes des biotites l aux biotites II. Les estimations de la températu­re (T'C) et f02 à partir du diagramme de la Figure 11.32. sont relatées dans le tableau suivant :

Fe/Fe + Mg

TOC

f02

Type l Type II Type III

29.85 36.87 45.2

1050 980 900

10-9 10- 11 10-13

Tableau II.13.: Valeurs de TOC et f02 déduits du diagramme de Wones et Eugster

pour les biotites des micro granites à pyroxène d 'H. Diab.

A rappeler que ces valeurs correspondent à des ordres de gran­deurs d'intérêt plutôt qualitatif permettant de distinguer entre les trois types de biotites cristallisant à des températures et f02 différentes.

3.3.3. Le plagioclase

Bien développé avec des dimensions variables de 0,4 à 1 cm. Il montre une zonation oscillatoire mais inverse An35-41 (Fig. II.33. ). La position des plagioclases (Tab. 11.14.) dans le diagramme Ab-An-Or (Fig. 11.34) souligne bien cette zonation avec augmentation des teneurs en An du centre vers la bordure du minéral.

Des associations de type syneusis sont observées faisant intervenir parfois plusieurs cristaux. Des petites baguettes d'apatite et minuscules tablettes de biotite sont présentes en inclusions dans le plagioclase. Celui-ci peut montrer une seconde génération de cristaux de taille mil­lémétrique et de composition An38-40.

Fig.

~chontillon

F.~2D3

~/~i :", .... '.'

TG!

HL Tn ~~ iVI}

;:.\DRTHI TE C~;HOSE

62

L.JO l' , ------------------~,b

59.39 2~.5b

0,22

o.no ':8.27

'1 tS9

O.üü(f 0.0(:(1

i},335 0.630 .'r:.'!.'

. _ r..,,\

i i)

58.37 .,~ ,~

... ..:.;...

b.75 (;,23

0.;)3

%.74

Ü. (;01 \1.1)(10 0.000 0.369 ,).5'1" Ü. ')13

t:.:! .,~t\ :.:1, ... Il\'

S9,63

7 18

(;,20

n.B7

2.689 11293

0.008

0: [XH)

O. b27

'1.19 ",87

0,02

-i7,37

l.m (i.::H\)

G. :}Ol (i, 000

(~ O:-')t '.',,,, .. .1

" :,1-, ,:,','li..

7 13 6.52 ,'. '";'7 ",'. ~;

_. :~S

l, :,,",.,. (J.'.''''''''';

;),)00

J.::::;l -'='7

,"o'\.>;

! c:::. ,'.JI'..'

:1: ',:10

26.48 q.:1 5,96 ).12 1),02

" 1:'-rJ .::.. :.Ji,

1,421 (>.000 (1,003 (l.Ü(JO

(l,001 ;).449

HO,O

C_b C--b

t.96

0,ùO

~. 061 Lm i),(iOO

(i.:)ljl

(i, :)00 0,000 0,366 (l,612 :; :·ù,:, '."0",'\.1

:2.49 :;r .,,, ;;' .. '.';;'''' 7.aa 6.11 LOb

18.82

'; b49 1,346 i).ono 0.002 0.000 1) ,;)(10 (1,382 0.53b 0.%1

.• 450

57.4B "li ,= ... , J.1oi

b.49 (1,31 O. '}6

99.25

(}.ü25 O,U:~

O,(:ül O. (:04 (:.367 r. !:. V'Io'CiCI

9 29 c 1(1

,\ 1= V,1J

'iL 92

,- :'''!''!' ,:",,-'J.,.I

!; i7]

:. J'1' 'Ui

Tableau II.14. Analyses chimiques à la Carnebax et [onnules structurales des plagioclases des microgranites à pyroxènes d'Ho Diab. Fonnules structurales calculées sur la base de 8 O>.:ygènes.

Or

Il ______________ ~Or

10

Ab

b /'

b

~~'b~

~ 90

An 70

Fig. II.34. Position des plagioclases des microgninites à pyxoxènes dans le diagramme

Or-Ab-An.

50

40

II.33. Variation des teneurs en anorthite dans un phénocrtstal de plagioclase zoné du microgranite à pyroxène d'Ho Diab.

63

3.3.4. Les minéraux accessoires

Ils se limitent aux sphènes, apatite et zircon.

- le sphéne : il se présente en section automorphe de forme hexa­gonale, aplatie à pléochroïsme net (brun-rose). Il s'associe parfois au py­roxène par accollement cristallographique (Fig. 11.35.).

Sphène

o -----

Fig. II.35. Relation texturale pyroxène-sphène dans le microgranite il pyroxène d'Ho Diab.

- L'apatite : elle se présente sous deux formes en baguettes trapues incluses dans les biotites et plagioclases ou en cristaux aciculaires attei­gnant parfois 0,6 mm de longueur, de génération tardive vue leur posi­tion à cheval entre les différents minéraux précoces.

- le zircon : comme l'apatite, il peut se trouver libre ou inclus dans la biotite parfois dans le plagioclase.

3.3.5. Les minéraux d'origine secondaire

a) L'amphibole.

Les analyses chimiques de ce minéral sont portées sur le tableau ( 11.15.) ainsi que leurs formules structurales calculées sur la base de 23

Ec hanti lion

SiO: AL:O::; FéQ MNO MGO CAO NA:O K:O

. TIO: ïOT

sr AL l :',')

AL (I..'I) Fë3T FE':+ MN ~lG

TI CF.. CA

F~:::

FE} NSa

·'1 rH.. .. ~!

w,""· i~ .:

1;'- .., ...... ..J,_" __

2.::6

17 1:.74 .41

.(J~

9/:. • .15

.. 31 ;-

.112 • /)7::: 1. 1:: .0:. 3.6:::.:-5E-·)3 IE-I)'3 1. 97 .115

.• o:;·:t

:~ J'! ~·:·.L

0.27 12. ~4 0.:8 !'. '1 v.a~

1).37

96.94

(J, J67

:: :'," '"' .. ', ,,~

ii. ao 1: fi \J,Hi

0.23 0.37

7.7b!

". ',-' ".'. '.'_7

5:.9 3.67 8.01

17.64 1:.41 .64 .16 .: 95.86

.403

.218

.139

3.774

(1

1.908 .178 .0::9

:~ "': .... ' ..... : ,..,

17. :~ (l.26

.", 1'::"

-......... _.

64

H012

H. OQ ~\,', di

~) 1 ~3

12. S: 0.13 0.:0

'! L!i:' . • u .. ·.,j

'. " l '- ... ~

2.64 9.93

=.~ .J:: "' ... , .......

I·J/

!8.44 ,', ~r, :. _v

1 ~ .~r:

.i. ... ~ • iJ·.J

:}.19

... -;-"" .. :., . ..... -!'

·,'1·.· .... .:

" t":", '.'., .. ' ,~ ", i J ".' 1 ~ . .i.i

-j,._}!':

;\ ',,-'j

'.' .. ,' .. : ".:. "j.:.:)

HOl1

16.5 1:.:;9 .47

.171 1)

l.~Ol

.037 3.5::-.0:5 (1

1. "SI . r:;:

. ., Ir: '.:,io.i

1:.37

"' .. -, 7' ~. : ~

''Î 'J'7 ...........

:, II 'J.7't

:\ ~C' '/".aJ

'17.63

• l ,\/~

-', "':>J :'. '!."l ,', _ J'.

',',':":'.

: .,.,

5::.04 2.68 10.09 .39 16. ·39 1:.65

.:8 'j.=. :9

.~-...........

.0)48 3.:;~:

6E-03 1.966 .1 ~: .044

:-: ,"l:' -,.; .. :.:."

-, C"

16.3b ,'f ;J v ... 1

j.; .... ,., L .• ii

., :~

!,:,"; ... '

1}.31

:', j;' .; 1 ;., ~

, ,':" ; ... ~'-'

:, -"-:e

" ', . .,

:': •. !':. '.' 1 ~ "1' .

" ',:'" /,'.""i

5:::.:::; 2.69 11),21 .:8 16.4: 1:.:::1 .46 1)

.12 9';;. II

7.71: .28? .17 .093 1. 141 .0:4

.0: (J

1. 94 .1:" o

.72

16.3 1:.7 .49

1.10.2

.'0 '::'j.=

• ';.1 ::E-')3 l.'=?.::

.042

Tableau II.15. -Analyses chimiques à la Camebax et fonnules struéturales des amphiboles des micro granites à pyroxènes. Formules structurales calculées sur la base de 23 oxygènes. La parti­tion Fe2+ /Fe3+ a été établie par équilibre stoechiométrique (André. 1980).

65

oxygènes. Il s'agit d'actinote riche en Mg (Mg/Mg + Fe2 +t "" 78%) d'après la nomenclature de Leake (1978) (Fig. II.36). Elle montre une

" (Na+K)A< 0.50- ri < 0.05

8 7.5 1.25

Q8 •• • 1 j • .,.. .... , en

L +

il:: 0.6 i ""

, en

0.4 J L

:2 t 1

j ~ si

Fig. Il.36. Les amphiboles des microgranites à pyroxènes d'Ho Diab dans la classification de Leake (1978).

teinte vert pâle dont le pléochroïsme est à peine perceptible (vert pâle Ng. incolore. Np. Nm). L'angle d'extinction est faible (2 Q C = 1 Pl. Les actinotes proviennent de la destabilisation des pyroxènes (Fig. IL37.) ainsi que celles des biotites (Fig. II.38.). Dans ce dernier cas la présence du sphène est quasi systématique. Celui-ci se présente sous forme de pe­tits grains xénomorphes parfois à contours effilochés et ponctués de gouttes de quartz. Il semble constituer un apport de calcium nécessaire à

la cristallisation de l'amphibole. A titre indicatif. la projection de ces ac­tinotes dans le diagramme Ti contre Si (Fig. 1I.39.) préconisé par Leake (1965) pour distinguer les amphiboles primaires de celles secondaires dans les roches métamorphiques. montre leur appartenance à cette deuxième catégorie en accord avec les observations pétrographiques.

"'""'-=----

Sp;'~ne

Bi otite

Chlorite

Fig.

66

l.\mphi DOle

Pyrox~ne

II.37. Résidus de pyroxène après destabilisation en amphibole dans le micro granite à pyroxène d'Ho Diab.

Irl)~~---- Amphibole

Sph~ne Chlorile

o 0.2 mm -

Fig. II.38. Textures de destabilisation biotite-amphibole dans le mi-crogranite à pyroxène d'Ho Diab. Noter la présence quasi systèmatique du sphène.

Fig.

67

Ti

1 .2 /

- - -. 1 e. . .. . , ..

.;

.J) 1 /

/ /

~<1 _____ 7Sr

/ 1

/

1

1 1

/

6

II.39. Distinction des amphiboles des micrograp,ites à pyroxènes d'Ho Diab dans le diagramme Ti Y§. Si de Leake (1965).

1 - Amphibole primaire 2 - Amphibole secondaire

b) Les chlorites

Elles sont de couleur gris bleuté associées aux amphiboles ou aux biotites. Ce sont des clinochlores plus ou moins ferrifères au sens de Bayliss (1975) (Tab. IL16.).

Cathelineau et Nieva (1985) ont obtenu dans le cas d'un système géothermique actuel des corrélations empiriques entre la teneur en alu­minium des chlorites et la température des fluides et ont proposé no­tamment des diagrammes faisant intervenir les relations roc vs 6- t VI et roc vs 6- t AL VI. L'application de ce dernier géothermomètre fournit pour ces chlorites une température moyenne de l'ordre de 230°C.

c) La préh/nite

Elle se présente en section allongée assez réfringente occupant le clivage des biotites.

Fig.

68

3.3.6. Contrôle chimique de l'évolution minéralogique

La faible abondance des biotites et pyroxènes dans la roche serait liée à un contrôle géochimique imposé par les faibles teneurs en FeO et MgO dans le magma microgranitique. Nous avons essayé à travers le

diagramme Fe/Fe+Mg dans les phases biotite et pyroxène contre

Fe/Fe+Mg dans le magma d'étayer ce contrôle. La figure I1.40. fournit

plusieurs indications.

Fe/Fe+ M~

Hlrft

40

30

20 1

<> n:3 "'-..

H010

• n:4

~

~ >l

<> n: 3

HOll

<:> oyroXêYrP-

• tyoe i l ~ tyoe II > olotlte !) tyoe Iii '

n : nomore d'analyses

Il SA Fe/Fe. /loi 9 l

(f~.TOl ) H012

ll.40. Variation du rapport Fe/Fe+Mg dans les pyroxènes et bioti­tes en fonction du rapport Fe/Fe+Mg dans la roche totale.

69

- la biotite type l peut apparaître vers la fin de la cristallisation du pyroxène et rentrer en compétition avec lui vis-à-vis du Fe et Mg ce qui pourrait justifier la variation du rapport FejFe+Mg dans le pyroxène qui passe de 22 à 18% (valeur moyenne).

- la résorption du pyroxène peut alimenter le magma en Fer et Ma­gnésium permettant ainsi la cristallisation des biotites de type II et III (à noter que cette cristallisation dépend également de facteurs physiques tels que T'C, f02 et PH20). De surcroît, la résorption du pyroxène va enrichir le magma en Ca. L'apport de cet élément pourrait expliquer la zonation inverse des plagioclases.

304. Conclusion

En guise de conclusion, nous donnerons l'ordre apparent de cristal­lisation des différentes phases minérales tel qu'il s'esquisse à la lumière des observations pétrographiques et des données minéralogiques (Fig. HAl.) :

Stade de cristallisation prévue 1 Stade mésostase 1 Stade deutérique

pyroxène

Biotite (II) (III)

Plagioclase( An 40)

Quartz

Feldspath K

Minéraux accessoires

Amphibole

Chlorite

Préhni te

Figure IIAL : Représentation schématique de l'ordre apparent de cristallisation des différentes phases minérales

du micro granite à pyroxène d'Ho Diab.

70

- Dans un premier temps. ce serait développé du pyroxène. Il est possible que la biotite l et des minéraux accessoires aient commencé à

cristalliser à ce moment. - La biotite continue de se former. relayée vers ses termes ferrifères

par la cristallisation du plagioclase.

- Cristallisation de la mésostase quartzo-feldspathique.

Tardivement, une altération deutérique se manifeste par le déve­

loppement de l'amphibole. au dépend du pyroxène et biotite. associée à

la chlorite.

4 - Les syénogranites de Soulouina

4.1. Mode de gisement

Il est représenté par quelques pointements de taille décamétrique

correspondant à des apophyses d'un batholite sous jas cent qui occupe une bonne partie de la moitié méridionale de la boutonnière d'Ho Diab.

4.1.1. Pétrofabrique.

Des échantillons sont prélevés sur une surperficie d'une centaine

de mètres carrés. là où l'affleurement s'y prête (Fig. II.42.). Les orienta­

tions minérales ayant pu être mesurées ont porté sur le plan (010) des plagioclases mâclés albite-polysynthétique. Le stéréogramme obtenu (Fig.

II.43.) montre une disposition cozonale des plans (010) subparallèles à un axe vertical et correspondant à une fluidalité linéaire subverticale avec la présence de leur maxima traduisant des plans préférentiels de fluidalité. N(25-30)-80 et NI30-(80-90)NE.

4.1.2. Typologie des filons recoupant le granite

Trois types de filons recoupant le granite de Soulouina peuvent être

distingués :

N • r ~ I,~---I~-T

El Fig. n.42. X.o

...-----.--- 1 75'15 a r CARTE GEOLOG-HI-IE-D-U -SE-CT-EU-R-DE-' s-ru-L:-ru-lNA---1

Fig. n.·43 ,'. h

00,

Fabrique microscopique du plagioclase. Orientation du plan de mâcle 010 (234 mesures). granite de Soulouina. Ech. S (3 lames).

_)';9

0,

h 0,

0, o. 0,

00

h

.. 0,

• " .. • 0,

" o. .. .. .. ..

r-------------------------~, . Cl I~ li.:-"U FT;"] ~

[Z]

IZJ Eoa ';-')

_[L]

IlEPOTS QIIATf.RNAIIIE

A\.TERNANCE GIŒSO sell ISTEUSI~

SYElaTI~

FlI.ONIl'Arl.lTE

F!I.OU ilE QUARTZ

I.PISTE 2.RAVINS

I\RF.CIIIFICJ\TION

. .. .. 0' o'

" " .0

" ~. "

"0 '.'

" " '"

7605

"

i , \

'-

e.: 1/5CXD è

/' /

. . "

\''''''<:~ / (/ ~-:"~~':) .~\ /

'.k·~\:~---O-·-:·- . // ') '::.'~'_:. : //

" ," ./'/

- ;"" .-/ -=-r:::~ . . ". (~!J /~;:.: .•. '~ .. :~.", ..,.' ... ~ .. ... ~ ... f'. +- • / /'",,; .. ~,~ ~~0~~; )

·@{B~~~-liY _ V1;~·:~:;~:tJ ~<':~'--;J 1\

\ \i} If-it(\J . ~;

\ I\~ 1 . .......... -_ ..... /"

l

j. __ ... _-. ------

( ...... \

_. -m I~ ~

// 159S

__ 1 ____ 1- . 1 1.

,----,--1'---

r

Jtd.S

" \

"\ " ....

./ J69 _,.

.,/

./

• ",0 "()o'" L--..J .... ·~

L ___ L __ _

'* FA8p'!Qü:: ~AGMATIG:';C

72

ORIENTATION O~S F!LONS D~ QUARTZ INTZUSIFS ~ANS ~E

GRANITE DE SOULQUINA J3.HESURE:S

• l'~ACTURAn()N OAtlS LE: CRAlln!: ~'tlOnNETS 0:: QUARTZ 6 FELON D'A~LITE: Cl FRt-.CURAT1::lN ii .... NS t.ES .U.ONS JE QUARTZ.

Fig. II.44.

Distribution des maxima d'oIientation de la fracturation dans le granite de Soulouina et dans les filons de quanz qui y sont intrusifs. du filon d'apHte. des filonnets de quanz et de la fluidalité. Canevas de Wulfr. hémisphére inféIieur.

N

N

Fig.

• 9.3 J

~ 6.51

83.71. m 1.81 o Q41

Pôles des plans de fractures dans le granite de Soulouin~ 253 mesures.

N

Pôles des plans de diaclases dans les filons de quanz intru .sifs dans le granite de Soulouina. III mesures.

Pôles d'oIientation des plans de fracturations dans l'encais­sant grès schisteux de Soulouina. X : 760 : Y : 369.4. I.JO mesures.

.~ 1) 0

Î ,

+ Nq

( '.

+ \ , ')

/ /

/ (

'II

..... _"fS

+ l10

Fig. II.48. Contour du syénogranite de Soulollina. tracé à partir des points de sondages percutants.

73

* des filons d'aplite épais de 60 cm, constitués d'un matériel fin

quartzo-feldspathique.

* des filonnets minces de quartz ne dépassant pas 3 cm d'épaisseur.

* des filons de quartz blanc laiteux dont l'épaisseur peut excèder 2

m et qui présentent des structures de bréchification : quartz brové.

brèches de granite cimentés par de la silice.

Les filons d'aplite et les filonnets de quartz (Fig. 11.44.) sont dispo­

sés parallèlement à la fluidalité N130-(80-90)NE. Ils peuvent souligner

une fabrique thermique du granite liée à des rétractions thermiques

orientées lors de la consolidation du magma (Nsifa, 1978) mais aussi se

former à la suite d'une tectonique active.

Les filons puissants de quartz couvrent un éventail d'orientation dé­

limité par les directions N125-N175.

4.1.3. La fracturation

L'inventaire des différentes fractures affectant le massif est men­

tionné dans ce paragraphe car il permet de faire la part entre une fractu­

ratior#ropre au corps magmatique qui est tributaire d'une anisotropie précoce contrôlée par l'organisation des fabriques minérales et une frac­

turation extrinsèque. Le but est de pouvoir discuter les modalités d'ac­

quisition des fabriques et donc de mise en place du massif.

La fracturation étudiée dans les quelques affleurement du massif est

soulignée par un maxixum à N40-85NW et d'autres moins importants à

N140, N90 et N170 (Fig. 11.45.) :

- la fracturation à N40 est uniquement liée au massif. Elle peut de

ce fait marquer une fabrique thermique serait en position transversale

par rapport à la fluidalité à N130 ou subconcordante avec la fluidalité à N25-30.

- la fracturation à N140 correspond à un rejeu tardif affectant le

granite, les filons puissants de quartz (Fig. 11.46.) et l'encaissant

gréso-schisteux (Fig. II.47.). Cette tectonique pourrait éventuellement

être à l'origine des filons d'aplite et des filonnets de quartz et se pro­longer après leur mise en place.

74

- les fractures à N170 et N90 correspondent aux deux directions des cisaillements majeurs qui affectent le secteur d'Ho Diab (cf. infra).

Il en ressort que les deux fabriques enregistrées par le massif sem­blent se concrétiser à travers la présence de deux directions de fractu­res N40 et N130-140 orientées d'une manière générale conformément aux directions fluidales.

Il n'est pas exlu que ces fabriques soient contrôlées par la structure de l'encaissant. En effet. les limites du massif tracées à partir des points de sondages percutants montrent (Fig. II.48.) deux orientations NE et NW, proches des directions fluidales. De plus, l'abondance de ces fabri­ques traduite en taux de déformation (Fernandez, 1983) reflète une structuration atectonique.

4.1.4. Conclusion

Ce massif granitique de Soulouina enregistre deux fluidalités imbri­quées orientées conformément aux contours de l'ençaissant. Ces fabri­ques minérales ont présidé à la formation de deux réseaux de fractures N40 et N130-140 qui sont subparallèles. Ces dernières sont empruntées par des filons d'aplite et des filonnets de quartz correspondant à un stade tardi-magmatique. Cette direction NW-SE se prolonge dans le temps, affectant les filons épais de quartz obliques sur les structures du massif. Elle correspondrait à une direction de contrainte active vers les stades ultimes de mise en place du granite.

4.2. Classification

Les analyses roches totales et composition modale pondérale du granite de Soulouina et du faciès aplitique sont portées dans le tableau I1.17. Dans le diagramme de Streickeisen (1976) (Fig. II.49.). Le granite de Soulouina tombe dans le domaine des syénogranites et son faciès alté­ré dans celui des granites alcalins. L'aplite quant à elle est dans le do­maine des syénites.

75 Fa cie s SyenoqranÎte '5. olt ~r~ Apl i t e S)'mbole :1 [J 0

Echanti lion

8102 AL203 FE203 NNO NGO CAO NA2D

TI02 P:2D5 F'F

TOTAL

,-.! 1 ,_.!.,... t'o.l1' 1 .~ ,L

1.:

11013

11' '''Ji :. .. ',.l.l

),00

').(;1

:.7. \iO 00

" 10 \ ,1)

< !i) ' . ..

1.2

H014

14.14 0,51 0.01 Ü.09 0.00 (I.7i)

;0.27 i).03 0.00 O.

99.26

317.00

14

Quarlz

H015

68.86 17,80 il,19 i),i!l

:},OO (1,69 4.33 !.lb (l,OO :),00 (il

173.00 (10 < 10 (1:)

( if!

:9

\ 0.7

Tableau II.17. Analyses chimiques roche totale du syénogranite et de l'apHte de ::>oulouina.

HD13 - Syénogranite AM.P. : Qz = 31.80%. Fk = 34.70%. Pl = 30.60%,

HD14 - Faciès altéré du syénogranite AM.P. : Qz = 28.50%. Fk = 69.30%. Ms = 1.00%.

HD15 - ApHte AM.P. : Qz = 15.30%. Fk = 61.70%. Pl = 21.00%

Feldspath olcaI'm

Plaqioclas e

FJg. n.49. Position du syénogranite et de l'apHte de Soulouina dans le diagramme de classification Quartz-feldspaths alcalins -plagioclase de Streickeisen (1976).

76

4.3. Pétrographie et minéralogie

Le granite de Soulouina apparaît rosâtre et montre une texture équante à grains assez grossiers de quartz et de feldspaths. Microscopi­quement, la roche présente une texture relativement grenue avec sem­ble-t-il deux phases de cristallisation (Fig. 11.50.).

o 1

=I-_--wrlhose

Fig. II.50. Aspect microscopique

1 du syénogranite . de Soulouina.

- une première phase avec quartz subautomorphe à globuleux et al­bite (Tab. II.18. et Fig. II.51) tous les deux de taille millimétrique (1 à 2

~. J - une seconde phase relativement tardive formée de quartz, de rw_s

albites inframillimétriques mais surtout du feldspath potassique poé~ili­tique de taille supérieure au millimètre et pouvant englober les minéraux précoces. Celui-ci présente parfois le moirage d~ microcline. Locale­ment, il montre des textures myrmékitiques. Des taches ferrugineuses parsèment les plages du feldspath K, conférant au granite sa teinte rose.

L'ordre apparent de cristallisation qui découle de ces observations est le suivant:

Fig.

Echantillon

5102 ALD3 CAO NA20 1:20 FEn MSO m/O

S! AL (h')

FE2+

HG

ALBITE ANORTHlTE ORTHOSE

b9.21 'J! ']"] Ll.LJ.

1. 09 j;).83 0.24 <l.00 0.00 \l.00

li)2.&O

2.948 { Ù~.\ l,\.'i.U

\;.014 0.000 ;),000 UOO '.::,049 J,394 ::;.013

n,m S.200 : .370

69.22 22.83 1.36

10.56 (1.42 0.(10 0.00 0.04

104.46

2.9[11 1.09B ,\.029 ;),000 G.OOI ).000 ù,übl -:r.855

~.500

2.390

69.66 20.91 l.JS

10.26 \I.2b 0.00 0.00 0.00

1(12.51

2.965 1. (J35 :),014 ~), 000

,),(100

(li Ü63 :),846

'il. ~6i:: 6,830 1 r:l,,·, 1. ~i,.'V

77

HO 13

b8.31 19.83 û,3()

10.83

0.01 0.0(1

19.44

., "0" :..'1, .. 1

.. t,Il

.• ih't

:. ?19

69.67 20.11 ;).40

11.16 0.01 :).00 0.00 (1.(14

100.39

~. 983 1. Cl17 (1,012 ;).1)1)0

),(101 1).:)00 ':,019 ;),939

97.89 2.05

Mt

65.01 18.65

ü,41 15.99 0,03 (1,02 0,05

100.IB

2. 'i95 L005 (l,C07 (1,001 ::,002 :), élOI

:,939

n~

Tableau n.lB Analyses chimiques à la Camebax et formules structurales des feldspaths du syénogranite de Soulouina. Formules

structurales calculées sur la base de 8 oJo.:ygénes.

Or

\ \

Ab

\

\ lin

, ,1

1 1 ,

Or

An

64.56 18.60 0.01 1.59

IU6 0.00 0.00 0.00

2.999 1.010 0,004 0.000 :).000 (1,000 ·::,(;00 \ 14~

':~ ,842 ~t51Û

0.030 85.470

n.5I. Position des feldspaths du syénogranite de Soulouina dans le diagramme orthose-albite-anorthite.

78

Phase (1) 1 Phase (2)

Albite

Feldspath K.

Quartz

Fig. II.52. - Ordre de cristallisation apparent des phases quartzo-feldspathiques de syénogran:!te de Soulouina.

~~, Une phase d'altération tardive affecte le SYénOgranite~èependant

. d'importance minime~Elle se manifeste par la cristallisation cie quelques paillettes de muscoJe au sein des plages feldspathiques. On a pu noter également en bordure des fractures et monnets de quartz stériles, sur une épaisseur de 1 à 2 cm.. une transformation de syénogranite qui de­vient alors formé essentiellement du fedlsapth K et accessoirement de muscovite. L'albite a totalement disparue. Cela se traduit sur le plan chi­mique par une augmentation de K, Rb et Ba et une chute de Na, Ca et Sr (Tab. 11.18.). Parallèlement, à cette transformation, une élévation sensi­ble de tungstène (14 ppm) est constatée. Celui-ci semble lié à la présen­ce de muscovite dans la roche.

4.4. Comparaison avec les autres granites roses du Maroc

Les caractères pétrographiques et minéralogiques du granite de Soulouina montrent une analogie avec certains faciès du cortège des gra­nites roses du Maroc notamment ceux de Rehamna (Hoepffner, 1982) et Azegour (El Amrani, 1984). Ils montrent tous une texture granophyrique et contiennent peu ou pas d'enclaves. Leurs mise en place est postérieu­re aux granitoïdes calco-alcalins granodioritiques et s'effectue vers le Permien inférieur (Autunien).

Du point de vue géochimique (Tab. II.19.), les teneurs, aussi bien en élements majeurs que traces, sont très pr9ches.

1

79

syénogranite Granite d'Azagour Granites de Rehamna Soulouina

Si02 75,45 74,91 78,96 77,46 76,5 76,4

AI203 13,21 12,96 12,43 12,04 13,6 13,2

Fe203 0,38 1,79 0,90 0,47 1,2 1,0

MnO 0,01 0,05 0,02 0,02 0,05 0,04

MgO 0,00 0,54 0,17 0,00 0,10 0,10

CaO 0,35 0,50 0,07 0,17 0,2 0,2

Na20 3,45 3,6 3,65 3,63 2,77 1,54

K20 5,46 4,76 3,71 4,96 5,03 7,55

Ti0 2 0,01 0,29 0,04 0,00 0,05 0,05

P.F. 0,59 0,60 0,47 0,38 0,92 0,69

Total 98,32 100,00 100,42 98,13

Sn 1 7 3 2 - -W 1,2 0,3 1,2 1 - -Mo - 0,2 0,1 0,2 - -CU <10 <10 <10 <10 - -82 57 385 47 242 - -rb 220 232 245 221 - -Sr 1 1 102 23 165 - -

Tableau 11.19. Comparaison des analyses chimiques du syénogranite Soulouina et de quelques granites roses du Maroc.

4.5. Conclusion

Les données sur le syénogranite de Soulouina sont trfli;agmentai­res pour élaborer un schéma structural interprétatif de l'ensemble du massif même si certains arguments plaident en faveur d'une mise en place contrôlée par la §1r:uGt-Yt=@-·ae l'encaissant. Ses caractères pétrogra­hiques et sa composition chimique alcaline le démarquent nettement des autres faciès.

80

5 - Géochimie des plutonites d'Ho Diab

5.1. Introduction

Si l'étude pétro-minéralogique des diverses entités plutoniques d'Ho Diab (à savoir l'unité granitique d'Ho Diab, les microgranites à pyroxène et le syénogranite de Soulouina) relève des différences tant sur le plan de composition chimique que de la nature des phases minérales ; l'étude géochimique permet en l'occurence de :

- confirmer chimiquement la nomenclature et les regroupements établis à partir des caractères minéralogiques et pétrologiques.

- définir l'affinité magmatique du plutonisme. - préciser les processus d'évolution et différenciation (cristallisation

fractionnée, mélanges magmatiques. etc.) afin de déterminer si possible si les différentes unités plutoniques d'Ho Diab appartiennent à une même série magmatique ou non.

- proposer éventuellement des modèles géodynamiques pour l'envi­ronnement du magmatisme étudié.

5.2. Caractères chimiques liés aux éléments majeurs

5.2.1. Diagramme DI/oxydes

Min de suivre l'évolution chimique des différents faciès pétrogra­phiques de la boutonnière d'Ho Diab, nous avons reporté les variations des teneurs en oxydes en fonction de l'indice de différenciation (DI) de Thornton et Tuttle (1960). Celui-ci correspond à la somme des pourcen­tages de quartz, d'albite et d'orthose de la norme CIPW de ces roches. Les normes CIPW de l'ensemble des faciès sont reportées sur le tableau II.20. Les diagrammes de la Figure II,53 surtout Fe203/DI, K20/DI, CaO /DI, A1203/DI) distinguent nettement entre les microgranites à py­roxène, les syénogranites de Soulouina et l'unité granitique d'Ho Diab. De surcroît, ces diagrammes mettent en évidence une évolution de l'unité granitique compatible avec une différenciation magmatique des microto­nalites au granite et micro granite à biotite. Cette évolution se marque par

20

18

16

14

4

2

4

2

,6

,2

]AL2 03, lTi02 • 0

,b p .. • Il .' 4 • ()

·4 .(J • • ()

• <t ~I () • .. ' 2

• 0 ra _

... -lMgO

1.5 P •• .. .. 00._

(1 • ct .. • • .5

(;)(). ct ct •

œ _

(J' • J.N Q2...o

Il 4.

0 • • • co

() ~, () •

p. • () • 4 O~ •

(1 2

.. .. ----------------.- ····------11------ .. -

ï.K2O (7.16/.) .. • • • • • ct

5 .. Il

• G· 4 - • • ct () .. CI 4 P

<to

[J • , . --- ----

80 90 DI 80 90 DI

o ((Il Cr-'Cft cn"'.a 1 i te. çp.-. a "l'''i 1 t: t.~ ,t:( i.:) 1 cd:: ), t: E: ct (n), C·-r-·() q j"·"Î:;{("1 1 t E-:- .::.; t) ), () C l t: t::":.' Â :ï,:I c"r"'cq.:: i -,c::\ f'", 1. t €~ ê',. ~:J"t" "'''·''f.J){ Fi: i' 0.:-.' 0 t--:; ·~l(.:t::Y·II.::,,::. , .... ~.:( {" j .1 "\. L';:-

Fig. ll.53. Variation des oxydes de l'ensemble des plutonites d'Ho Diab en fonction de l'indice de différenciation (Di) de Thornton et Tut­tle (1960).

[J aC,] ]."tE·

55 · 5 \ Al · ~rt/J J..). · · B'en )1.14. • 2.1.1 · r e

CC · · T \

T':AI/:;i.E rs·.r(·j;;,,(a)

fS • ~s . ZAJ../J • 'ccn ,:.:: . lec

Z~;/J . z.:. . Hg 4C. . 8119/3 . 3e.

. )lIj .

. ZlIj

(

82

0IAG~~E '.CTANGULAIRE ~E C~!rICATIOH X • Or • ~M (0) o~·~·. lCO( Cr/(Or+At:+An} • K .... /(}oI,M.U.CC) )

AVEC Or, A~ Ei A~ TI~ES CE LA CATANC~~~ CÀTIC~I~"E

X • 60:-i'\/(O.5(SS.:':'.I'.~.CCH~·CC~

FIg. II. 54. Typologie chimique des granitoïdes d'après La Roche (de) (1980).

83

.~.

®

.. ..

0 .. •

0

1 ()

~

~

• Il

AA 90

Fig. il.55. Position des différents faciès éruptifs d'Ho Diab dans les confi­gurations dérivées du tétraèdre de La Roche (de) et al (1980). a) Configuration CC-AA-MM (3 feldspaths, 3 micas)

AC 70

b) configuration SS-AC-MM (quartz, plagioclase, feldspath K, muscovite) .

o • Â

• o . ()() . ()

•

MM so

84

un enrichissement en K20 et une baisse de pratiquement tous les autres éléments en accord avec un fractionnement des biotites et plagioclases.

5.2.2. Tétraèdre SS-AA-MM-CC ou tétraèdre quartz-3 feldspaths-3 micas.

Cette représentation préconisée par La roche (de) (1980) et déve­loppée par La Roche (de) et al. (1980) tient compte de la totalité des éléments chimiques majeurs traités en analyse multivariable.

Le système référentiel de base est un tétraèdre au sein duquel la répartition des éléments est contrôlée par un réseau minéral défini par les minéraux des granites. Les sommets SS-AA-CC-MM correspondent respectivement aux pôles, quartz, annite, phlogopite, muscovite (Fig. II.54.). Deux configurations dérivent de ce triangle:

* Triangle CC-AA-MM (3 feldspaths, 3 micas).

Il provient de la projection depuis le pôle quartz sur le triangle de base des micas. Chaque feldspath se trouve alors associé aux micas selon leur affinité magmatique. Quelques minéraux caractéristiques sont éga­lement reportés sur cette figure.

* Triangle SS-AC-MM ou quartz-plagioclase-orthose-muscovite

Il dérive d'une projection depuis l'albite sur le plan interne passant par l'arête quartz-muscovite et par le plagioclase de composition Ab2 AnI.

Ces deux représentations montrent une évolution régulière de mi­croton alites au granite et microgranite se traduisent par une chute pro­gressive du plagioclase et biotite corrélativement à une augmentation d'orthose (Fig. II.55.a) et de quartz (Fig. II.55.b).

Le triangle CC-AA-MM souligne nettement le démarquage des mi­crogranites à pyroxène et du syénogranite par rapport au trend de l'unité granitique.

85

5.3. Caractères chimiques liés aux éléments traces

5.3.1. Variation des éléments traces en fonction du DI

Dans le but de suivre l'évolution des éléments traces au cours de la différenciation, nous avons reporté les variations des concentrations du B2, Sr et Rb en fonction de l'indice de différenciation (DI). Ces éléments sont en effet considérés comme traceurs des évolutions magmatiques (Arth, 1976 ; Hanson, 1978 ; Mac Carthy et Hasty, 1976, Brandebourger, 1984, ... ). Elles se traduisent dans les termes les plus évolués par une baisse du Sr et Ba et une augmentation du Rb. Le Sr est incorporé de préférence au réseau des plagioclases se substituant à l'ion Ca2+, Au con­traire le Rb a tendance à se concentrer dans le liquide résiduel et s'in­tègre plus facilement au feldspath K.

Dans les diagrammes de la Figure 11.56., le trend souligné par les fa­ciès de l'unité granitique corrobore les constatations faites au paragraphe précédent. En effet, l'évolution des éléments traces est compatible avec une cristallisation fractionnée aboutissant au granite et micro granite à

biotite. Cette évolution se marque par une baisse du Sr et à moindre degré, du Ba suite au fractionnement du palgiocalse et une augmentation du Rb lié à la cristallistion du feldspath K.

5.3.2. Diagramme Rb-Sr-Ba.

Ce diagramme a été proposé par El Bouseily et El Sokkary (1975) pour caractériser les granites. Il permet une bonne discrémination entre les différentes unités magmatiques d'Ho Diab (Fig. II.57). Ainsi le syéno­granite de Soulouina tombe dans le domaine des granites différenciés. Les micro granites à pyroxène et l'unité granitique d'Ho Diab s'individuali­sent en deux entités dans le champ des granites anormaux.

Les différents faciès de l'unité granitique s'agencent dans cette re­présentation selon un trend commençant par les microtonalites et se terminant par les microgranites à biotite en passant par les granites.

Que ce soit dans les diagrammes faisant intervenir les éléments en traces entre eux ou en fonction du DI, la position du syénogranite de Soulouina souligne un hyatus avec les autres types pétrographiques mar-

86

Fig. II.56. Variations du Rb-Sr-Ba des plutonites d'Ho Diab en fonction de l'indice de différenciation de Thornton et Tuttle (1960).

Ba

1

/

,'[)

,/ () ~ / o

NORMAUX

87

Rb

/

/

GRAN 001 o RITE

DIORITE QUARTZIQU OlORlTE

Fig. II.57. Position des plutonites d'Ho Diab dans le diagramme Rb-Sr-Ba d'après El Bouseily et El Sokkary (1975).

Sr

88

OR-MM

A 20

• ',' .,) 10 ,

',À ..... \

l \ \

() ()

20 30 40 [J X

Fig. II.58. Position des plutonites d'Ho Diab dans le diagramme chiml-co-minéralogique Or·-MM· en fonction dex . La Roche (de) (1980)

89

quant ainsi l'individualité du magma à l'origine de ce faciès. Les micro granites à pyroxène et biotite même s'ils s'insèrent dans

la même tendance chimique que celui de l'unité granitique ; sa postério­rité par rapport à cette dernière ajoutée aux observations mentionnées ci-dessus infirment tout lien génétique entre les deux types de roches.

5.4. Affinité magmatique des plutonites d'Ho Diab.

A l'aide de quelques diagrammes significatifs, nous allons essayer de définir la lignée magmatique à laquelle s'apparente les différents faciès de la boutonnière d'Ho Diab.

5.4.1. diagramme (Or*-MM*)jX

Ce diagramme chimico-minéralogique (La roche (de) et al., 1980) est déduit du tétraèdre SS-AA-MM-CC. la variable Or*-MM* ou index d'aluminosité exprime la balance entre les minéraux cafémiques et ceux alumineux après soustraction du stock quartzo-feldspathique (Fig. II.54).

La variable X oppose le quartz ou feldspath-K sa valeur nulle pour le quartz et égale à 60 pour le feldspath, n'est pas influencé par le plagio­clase.

Outre son utilisation dans les discriminations de typologies magma­tiques, ce diagramme est particulièrement performant pour détecter et caractériser les altérations deutériques.

Les différents faciès de l'unité granitique se rapprochent nettement de la lignée calco-alcaline des granitoïdes hercyniens français (Fig. II.58.). Le léger décalage vers la droite de cette lignée peut être incrimi­né à l'altération micacée exprimée par l'enrichissement en muscovite affectant les faciès de cette unité.

Deux échantillons de microgranites à pyroxène se positionnent sur le trend calco-alcalin. L'échantillon HD 12 relativement riche en miné­raux d'altération notamment amphibole et chlorite se trouve un peu plus déporté vers la droite de ce trend.

Le syénogranite de Soulouina montre un index d'aluminosité négatif soulignant le caractère alumineux de la roche.

90

5.4.2. Diagramme Al203-Fe203t-Mgo

Le diagramme préconisé par Besson et Fonteilles (1974) souligne la position des différentes séries de référence ainsi que celle de leurs cu­mulats respectifs. Ainsi dans la Figure II.59., les points représentatifs de l'unité granitique se disposent le long du champ d'évolution des roches calco-alcalines avec régression des éléments ferromagnésiens des micro­tonalites au granite et microgranite à biotite corrélativement à une aug­mentation de la phase quartzo-feldspathique.

écédent fait ressortir le caractère isotitané de l'unité granitique.

5.4.3. Diagramme AFM

Cette représentation graphique est plus appropriée aux roches vol­caniques mais les similitudes des résultats obtenus avec ceux des dia­grammesAl203-FeOt-MgO et K20, Na20, et CaO en fontion du DI justi­fient leur emploi. Le diagramme étudie les relations entre Na20 et K20. FeOt et MgO. Ces éléments nous l'avons vu ont révélé des tendances bien définies dans la représentation oxydes/indice de différenciation. L'unité granitique forme un alignement du côté AF du diagramme caractéristi­que de la lignée calco-alcaline (Kuno, 1968) (Fig. 1I.60.).

Dans ces deux dernières représentations, le syénogranite de Sou­louina se situe en dehors des aires calco-alcalines. Les micro granites à

pyroxène montrent par contre un caractère ambigu. En effet, la signature calco-alcaline soulignée par le diagramme Or*-MM* vs X est moins con­firmée dans ces figures.

5.5. Evolution pétrologigue

Les travaux expérimentaux menés sur les systèmes granitiques (Qz, Ab, Or, H20) et (An, Ab, Or, H20) par différents auteurs (Tuttle et Bowen, 1958 ; Carmichael et al., 1974 ; James et Hamilton, 1969 ; Winkler et al., 1975) ont permis d'approcher les conditions d'évolution des magmas granitoïdiques à partir des compositions normatives.

La projection des compositions normatives sur les plans Qz, Ab, Or (Fig. II.61) et An, Ab, Or (Fig. II.62.) du tétraèdre Qz-Ab-An-Or permet de

TH : tholéitloue CA : calco-aleal iYI

91

... ..

F

e2

~l " ___________ ~MqO

~------~--~,O~--~-------2~O------------~30~----------~~gO

Fig. II.59. Position des plutonites d'Ho Diab dans le diagramme Al203-Fe203t-MgO de Besson et Fonteilles (1974).

cornalne tnO!élT1CUa l:~4 OOmalne C~i(:0' a.~Ca!lr·r

• • •

• ()

92

(F) FeOt

o

(M) MgO

Fig. II.SO. Position des plutonites d'Ho Diab dans le diagramme AFM. Seu­les les faciès de l'unité granitique sont groupés dans le champ calco-alcalin.

93

faire les constatations suivantes :

- Dans le diagramme An. Ab. Or. les différents faciès de l'unité gra­nitique occupent une aire de répartition située dans le champ de cristal­lisation primaire des plagioclases où ils s'éloignent progressivement du

pôle anorthite en s'enrichissant en albite et orthose. Dans le diagramme Qz-Ab-Or. cette unité granitique est nettement

située dans le domaine de cristallisation du plagioclase. Certains échan­tillons. notamment de granites et microgranite se trouvent décalés vers le domaine à quartz. L'enrichissement en cet élément procède plutôt des réactions de transformations deutériques (généralement la musclvi­

tisation) que d'une simple évolution magmatique. En effet. les composi­tions modales pondérales en muscovite secondaire qui permettent d'éva­luer le taux d'altération varient entre 6 et 14%.

Depuis les travaux expérimentaux d'auteurs cités ci-dessus. on sait que la composition des liquides granitiques formés lors de l'anatexie crustale se localise dans le domaine des minima thermiques de ces sys­tèmes. Ceci se vérifie pour les faciès de l'unité granitique d'Ho Diab qui

s'étalent sur une portion de la ligne marquée par les minima thermiques à différentes pressions d'eau.

Dans le cas du syénogranite de Soulouina. la composition normative donne un taux de Qz-Ab-Or supérieur à 95%. ce qui permet d'approcher les conditions de cristallisation du granite par comparaison à celles de systèmes expérimentaux (Tuttle et Bowen. 1958 ; Carmichael. 1974). Ainsi la position de ce faciès sur le diagramme Qz-Ab-Or indique que la pression d'eau qui a du régner au cours de la cristallisation de la roche a été proche de 2 kb.

Le plagioclase albitique est le premier minéral à se former. confir­mant ainsi l'ordre chronologique d'apparition des minéraux établi précé­demment.

La répartition des différents échantillons des micro granites à pyro­xène dans le diagramme Qz-Ab-Or souligne une cristallisation du plagio­clase d'abrod précoce puis simultané avec le feldspath K avant que l'ordre de cristallisation de ces deux phases ne s'inverse. Cette évolution traduit en fait une variation du rapport feldspath Kjplagioclase qui aug­

mente du faciès à pyroxène seul vers celui à biotite seule en passant par le faciès à pyroxène et biotite. En effet. pour l'échantillon HD 12. localisé

\

94

ANORTI-U1E

•• o .:) (}

• (}

• (J

•

____ lKb (James et Hamiltcn/J69

............. 2Kb( Barth, 1969)

••• 4 ................ .

ALB~ITn:E:----~--~--~~:::::_~70~-~OR~TH05E

Fig. II.61. Position du granite d·H. Diab dans le diagramme anorthl­te-albite-orthose (norme CIPW

QUARTZ

PL FK (J

50

. Fig. II.62. Position du granite. d'Ho Diab dans le diagramme­quartz-albite-orthose. Position des minima à PH20 croissante: 0.5-1-2-5 Kb. .

95

dans le domaine à Feldspath K. le plagioclase demeure le premier felds­

path à se former

5.6. Classification génétique.

La connaissance des gisements, des structures, des compositions

chimiques et minéralogiques et de la métallogénie des différents grani­

tes a conduit de nombreux auteurs à établir des classifications souvent

binaires granite (1) et granite (S) de Chappel et White (1974) et White et

al. , (1975), séries à ilménite (IL) et série à magnésite (MT) de Ishihara

(1977), granite crustaux (C) et granites mantelliques ou mixtees (M) de

Didier et al. (1982).

Dans le diagramme ACF de White et al. (op. cité) faisant intervenir

les principaux éléments majeurs, les roches de l'unité granitique et le

syénogranite de Soulouina sont de type S. Elles émanent d'une fusion

crustale. Les microgranites à pyroxène et biotite sont décalés vers le

domaine des 1 granites (Fig. II.63.).

Les conditions physiques initiales du magma de l'unité granitique

peuvent être considérées proches de celles de cristallisation de biotite

qui est le premier minéral à cristalliser (TO '" 820°-750 ; f02 '"

15- 12_10- 15). Selon ces paramètres; la position du magma de l'unité gra­

nitique dans le diagramme f02 -roc (Fig. 11.64.) (Burnham et Ohmoto.

1980) semble davantage déportée vers le type S. En appliquant la même

démarche avec les microgranites à pyroxène, ces derniers appartiennent

nettement au type I. Si le caractère crustal de l'unité granitique peut

être appuyé par la présence d'enclaves schisteuses, une participation du

matériel basique (basi-crustal) dans la genèse de ce magma est à envisa­

ger à travers la présence d'enclaves microgrenues dans le granite à bio­

tite (Vernon, 1983 et Didier, 1984 et 1987.

Le rapport initial du strontium du syénogranite de Soulouina 87Sr j86Sr = 0,7059±0,0017 (Tisserant, 1977) souligne également.

l'intervention d'une part basique dans la genèse de la roche.

Fig. 11.63. Localisation des plutonites d'Ho Diab dans le diagramme typologique (S-granite- I~~ranite) de White et aI: (1977).

Ca

·20

96 _

AL-N-K

-100 500 600 100 BOO 1000

TI'CI

Fig. II.64. Diagramme fugacité d'oxygéne en fonction de la température pour différents types d'associations magmatiques dont les magmas de type 1 et S (d'après Burnham et Ohmoto, 1980).

97

5.7. Conclusion à l'étude géochimique

Les aspects géochimiques des différents faciès pétrographiques d'Ho Diab développés dans ce chapitre confirment les données pétrographi­

ques minéralogiques et permettent de distinguer :

- une unité granitique de nature calco-alcaline évoluant selon un

mécanisme de cristallisation fractionnée. - le syénogranite de Soulouina de nature alcaline correspondant à

un stade magmatique complétement déconnecté de cette première

unité. - Les microgranites à pyroxène formant une entité bien individuali­

sée par rapport à ces deux types de roches et difficile à caractériser

chimiquement, cependant il n'est pas exclu de leur attribuer une signa­

ture calco-alcaline. L'unité granitique aussi bien que le syénogranite sont de type S avec

participation du matériel basique. Selon sa proportion ce dernier peut aboutir à des roches de type 1. Cela peut être le cas notamment des mi­

crogranites à pyroxène.

6 - Place des nlutonites d'Hassiane Diab dans le magmatisme de la méséta orientale.

L'objet de cette étude est de situer les plutonites d'Ho Diab dans le cadre de l'évolution magmatique dans l'Est du Maroc. En effet, l'étude

. des roches éruptives des boutonnières orientales permet de mettre en

évidence une succession de manifestations magmatiques jalonnant les

différentes phases orogéniques du cycle varisque. Ces dernières ont été évoquées à propos de la structuration des bassins mésétiens (1ère par­tie).

Une approche du cadre géodynamique de ce rilagmatisme sera éga­lement discutée.

Roche Chondrlte

100

la

Fig.

1000 Ni

. Fig. II.66.

98

La Ce Pr Nd Sn Eu Gd Tb Dy Ho Er Tn Yb Lu

II.65. Comparaison des spectres des terres rares des volcanites basi­ques d'Ho Diab@et de la zone Famous d'~ar (:1~ro~ et.al ... 19!6).@

Le spectre du sil! de Mekkam@est presente a tltre mdICatif.

• ••

Fi.I!. II. 67.

 tuffs DaSlQl.les

~ 5111 de M"Karn

•• tuffs rhy~lltlQ~eS acide ,

• • • ..

10 Th

Diagramme théorique log/log entre un élément de transition de coefficient gloabl de répartition solide/liquide élevé et un élé­ment fortement hygromagmaphile. faisant apparaître les varia­tions différentes des processus de fusion partielle et de cristal­lisation ou fractionnée.

Diagramme log Ni/log Th pour les termes basiques. e~ acides de la série d'Ho Diab. (les analyses de terres rares et elements hy­gromagmatophiles Nb. th .. , ne sont pas disponibles po~ miérogranites d'Ho Diab). ~~ .

F

12

10

8

6

4 6 8

roches basiaues Â} série volcsy,ioue roches acides • d' H. Diab

Fig. II.6B.

Diagramme Fe203/MgO des voJcanites de la série d'Ho Diab. 1 : évoluton tholéitique marquée par les roches basiques de la série. II : évolution calco-alcaline soulignée par les termes acides de la série. t : courbe de différenciation de la série tholéïtique. a : courbe de différenciation de la série alcaline. c : courbe de différenciation de la série calco=alcaline.

99

6.1. Le magmatisme viséen Supérieur

6.1.1. Mise en évidence d'un magma tholéïtique

Les laves dinantiennes affleurant dans les méséta nord-occidentale et orientale du Maroc ont été étudiées par Kharbouch (1982) qui les a at­tribuées respectivement à un volcanisme alcalin(1) et calco-alcalin. Un nouvel examen de la série volcano-sédimentaire(2) d'Ho Diab (complexe de Zerroug) à permis de mettre en cause cette typologie. En effet, le composant volcanique de ce complexe est bimodal avec des tuffs rhyoli­tiques auxquels sont apparentés des faciès grenus notamment le sill de

IMekam à composition andésitique et des tuffs basiques. Ces derniers

(

montrent plutôt une affinité tholéïtique que plusieurs arguments vien­nent confirmer :

! - Les courbes d'évolution des terres rares (Fig. lI.65) sont presque

fi pla~hdiquant le fractionnement de ces éléments: La/Yb = 2-3. L'allure q . des courbes rappelle celle des tholéïtes axiales de la zone Famous de l'Afar (Joron et aL, 1976).

- Se référant aux travaux de Treuil (1973) et Joron et al. (1976, 1978) (Fig. II.66.). Les diagrammes de corrélations, éléments hygromagmaphi­les-éléments de transitions (Fig. II.67.) montrent qu'un fractionnement unique régi par un phénomène de cristallisation fractionnée n'est pas suffisant pour expliquer l'origine des différents termes (basiques et aci­des) de la série d'Ho Diab mais il faudrait succession de deux évolutions ; l'une de type tholéïtique pour les roches basiques, l'autre de type calco-alcaline pour les roches acides. Le diagramme F203 vs MgO peut de surcroît plaider en faveur de cette hypothèse (Fig. II.68.).

- La présence dans ces tuffs basiques de minéraux ferro magnésiens (augite (Ca), ± horneblende) en plus des oxydes ferrotitanés en quantité notable se traduit par une prédominance de la somme des teneurs en Fe203 et MgO sur Al203. La faiblesse des teneurs en K20 «0,5%) et la présence de la silice en quantité suffisante pour permettre l'apparition

(1) Il s'agit d'un volcanisme alcalin non franc, comportant des termes transitionnels géo­chimiquement intermédiaires entre une série alcaline et une série tholéïtique. (2) Les analyses chimiques de la série volcanique d'Ho Diab qui figurent dans cette étude sont empruntées à Kharbouch (1982).

100

Ti Ti~Cr

0.05 0.05 • 0.04_ 0.04

/ 0.03 . Thole'ilique 0.03 non

.el c.oJco ole a 1 in

'0.0'2 • 0.02 ÂM.

0.01· • • 0.01 • orogenlqu e

-0.6 0.8 1 Co.Na 0.6 0.8 .' Co

Ti

0.05

0.04 .

0.03

0.02 _ Calcoalcolin

0.01 • • 0.0 5 0.1 .0.15 0.2 ALlal

Fig. II.69. Les clinopyroxènes des volcanites basiques de la série d'Ho Diab dans les diagrammes de discrimination des différents types de magmatismes basaltiques (d'après Leterrier et a1.. 1982). Les clinopyroxènes marquent nettement le caractère non orogéni­que tholéïtique de ces volcanites.

101

du quartz normatif sont autant de facteurs qui soulignent l'affinité ~âléï­tique de ces volcanites. Le rapport des compositions chimiques des py­roxènes dans les diagrammes de Leterrier et al. (1982), pour un indice de différenciation (Thorn ton et Tuttle, 1960) inférieur à 50 des roches portant ces minéraux, confirme le caractère tholéïtique de ces roches (Fig. 11.69.).

6.1.2. La souche magmatique

Dans la série volcanique d'Ho Diab, les tuffs basiques montrent une paragenèse à CPX ~Jgtte Ca), Labrador ± horneblende, feldspath sodi-potassique et opaques en cristaux subautomorphes (ilménite) ou en granules disséminés dans la mésostase. Les roches acides montrent une paragenèse à quartz-andésine-oligoc1ase feldspath sodi-potassique, bioti­te ± hornblende (Kharbouch, 1982). La projection de l'ensemble des termes basiques et acides de cette série dans le diagramme R1R2 de De La Roche et al. (1973) (Fig. II. 70.) montre une répartition des points re­présentant une série de différenciation dont le parcours est similaire à

celui de la série tholéïtique. L'évolution des tuffs basiques de la série d'Ho Diab est marqué par un enrichissement en Fer et Titane (Fig. II. 71. et II.72.). L'interprétation de cette évolution dans le cadre d'un processus de cristallisation fractionnée implique une séparation des phases situées dans le diagramme RI R2 sur la "droite critique". Un fractionnement de CPX et de plagiocalse c1acique peut rendre compte de ce phénomène. L'origine des termes différenciés acides indique un changement des processus de fractionnement. Leur formation à partir d'un magma basi­que suppose un fractionnement d'amphiboles, biotites et oxydes ferro-titanés. Les deux modalités d'évolutions contrastées s'avèrent né­cessaires pour expliquer les trends observés :

- fractionnement de minéraux anhydres (CPX-plagioc1ase) - fractionnement de minéraux hydratés (amphiboles, biotites, oxy-

des Fe-Ti). Le passage de l'un à l'autre ne peut se faire que par une augmenta­

tion de la pression d'eau. Celle-ci peut avoir de multiples causes : - elle peut correspondre à un enrichissement progressif en eau du

magma résiduel en réponse à la cristallisation des phases anhydres,

2000

1000

_Mgt-Itm

Fe203

10

~

8

Fig. II.7l.

Fig. II.70.

...... ...

102

030

• •• ••

1 0

• • •

3000

Diagramme RI-R2 (De La Roche et Leterrier. 1973). RI : 4 Si - 11 (Na + K) - 2 (Fe + Ti) -R2 : 6 Ca + 2 Mg + Al Les différentes espèces minérales jouant un rôle dans les pro­cessus d'évolution ont été reportées (sauf les biotites dont les analyses ne sont pas disp~I1:ible.s). A noter la sim~~ude d~~.v.olu­tion des volcanites de la sene ct H. Diab avec la sene tholeltique (th). (Ca: calco-alcaline).

Ti O2.

... 0.6 ... ~ ...

~ ... ... ... 0.4

0.5 1.5 05

Fig. II.72.

4000 R1

Diagramme Fe203 Y!> Fe203/MgO pour les volcanites basiques de la série d'Ho Diab. Un "Fenner trend" peut être décelé ce qui constitue une caractéristique importante de ce matériel.

Diagramme Fe203 Y!> Fe203/M~Q,rNoter la similitude avec la fi­gure 11.71. et la corrélation positive Ti02- Fe203.

\_---~-

103

- elle peut être provoquée lors d'une ascension rapide du magma à

un niveau strcutural élevé. - elle peut traduire une contamination crustale (transfert gazeux). Les différents processus peuvent intervenir en même temps. Le dé­

veloppement d'un trend calco-alcalin peut fort bien se réaliser à partir

d'une souche tholéïtique. Les exemples allant dans ce sens sont nom­breux (Best et Mercy. 1967 ; Pons. 1982 ; André. 1983).

La présence de ces volcanites interstatifiées dans la série détritique d'Ho Diab suggère la recherche d'éventuels centres d'émissions pour ces roches. L'étude des magmatites dans la partie septentrionale de la bou­tonnière de Mekkam (District de Sidi Lahcen) apporte des renseigne­ments à ce sujet. En effet. ce secteur constitue un important foyer d'ac­tivité magmatique où il est possible de distinguer plusieurs ensembles éruptifs en fonction de leur composition. chronologie et mode de gise­ment (Huvelin. 1983 : Chegham. 1985) (Fig. 11.73.).

Huvelin (1983) souligne l'existence d'un stade de magmatisme précoce. intervenant immédiatement après la structuration des schistes dévoniens. en s'appuyant sur des observations dans les schistes tachetés qui montrent la présence de phénoblastes de cordiérite à plat dans la schistosité SI microplissée par la phase post-westphalienne.

C'est le massif granodioritique de Hechou Harrahd qui serait res­ponsable de ce métamorphisme de contact. Il émet aussi un réseau d'in­trusions péribatholitiques qui s'intrudent en lames dans les structures

des formations sédimentaires et en stock allongé et dykes dans des di­rections de fractures déjà existantes mais avec une nette tendance ra­diaire (Fig. 11.74.).

Cette unité magmatique (massif et dykes) de Hechou Harrahd mon­tre une paragenèse à quartz-andésine-orthose-biotite (Fe/Fe+Mg "" 40-55%) ± amphibole. Les différentes roches décrivant cette unité s'in­

sèrent dans une série calco-alcaline comme le montre le diagramme

Al203/Fe203/MgO de Besson et Fonteilles (1974) (Fig. II.75.d), l'évolu­tion se faisant sans enrichissement en fer. Couplé au précédent. le dia­

gramme Al203/Ti02/MgO (Bebien et al .. 1980) fait ressortir l'aspect iso­titané de l'unité de Hechou Harrahd. Nous avons projeté cette dernière dans le diagramme RI R2 (Fig. II.76.). Le report des courbes enveloppes des points représentatifs des roches acides et basiques de l'ensemble volcanique d'Ho Diab. Dans ce diagramme permet de mettre en évidence

r Ng

• ~~- ~ HE~OU •

--.:::- -iiï -~ HARRAH ~A : .. .. ".... . ..- • ---~

/ ~ ~--- 1 :~" '" ~ - ./. 1 ."'-~~ __ -~ .. /. J .~ ---, ~

- - .1. \. •• "-- "-. " li •••••• ~ """

••• l' o .... 1 , / '\" \

/ '-

, FIg. II.73. Carte des roches éruptives de Sidi Lahcen (boutonnière de·

Mekam) d'après Huvelin (1983) (reproduction partielle).

,/ fi lons de rnicrodiorites Quartz iQues à microgray,i te oost ,vlséen supérleur

, rnicrodiorite oUBr"'tziQue et granodiol"'ite (viséer. suoérieur> dykes et stocks (Guern el Rhezal ••• )

.•..••. eYl'veloppe de la zone des schist.es tachetés "-:... fai lle /'

N

231km

w ...:!!~_. W ~--1-_.l..-";;: 2Km 8Km 4

N

__ .l..---1-_'--....J E

Fig. II.74. Diagrammes de distribution des orientation des dykes et stocks des roches éruptives, a) Viséen supérieur; h) post Viséen supé­rieur.

COMPARAISON DES MAGMATITES ou VISEEN 800

SUPERIEUR DE LA MESETA ORIENTALE

~@

EP

ZEKKARA .,.

J ,' 1 < " " " y y )r K Y )~. tl· _ .. P ..... :.::. Fe ° MgO T~_M!!gO • ....., -

l'e ° 2 3 . 23 . 2 • ~

MgO Ti02MgO BOUDOUFOUD TAN~ERFI ~~ ~. ~qJ ~.

SIDI ~HC.w

~ TAZEKKA DEBDOU.. ~\"i.~"""'--

@ AL ° --~~ V 2

SOULOUINA

~

Fp.?'°3 MgO Ti02

MgO Fc2

03

MgO

600 70f) 800 ~kM

..

! ..... o

400 . • 01

MgO Ti02 MgO

iIllIlh ~2.31m4 ~5 E2l61i]7

!ZIa

106

Fig. II.75. Carte géologique de la méséta orientale (d'après Owodenko. 1976 et Médioni, 1980) et diagramme Al203/Fe203/MgO (Besson et Fonteilles, 1974) avec les aires de répartition des volcanites hercynotypes (Bebien et al., 1980). A1-A2 : tholéïtique : B : calco-alcalin : C : albitophyre et ortho-albitophyres. 1 : schistes et grès siluriens : 2 : schistes dévoniens ; 3 : série volcano (a) détritique ; (b) de Viséen supérieur : 4 : pélites du Namurien; 5 : série houillère paralique d'âge whestphalien : 6 : granodiorites du Viséen supérieur : 7 : granites stépha­no-antuniens : 8 : failles.

(a) série volcanique de Tazekka (Hoepffner, 1981 et Kharbou­ch, 1982). (b) série volcanique d'H, Diab (Ibid) : (À) volcanites basiques, (.) volcanites acides,(~) sill de Mekkam. (c) série volcanique de Jerrada (.), granodiorite de Zekkara(Y')

(d) série intrusive granodioritique de Sidi Lahcen.

107

l'analogie de tendance de différenciation entre les volcanites acides de la série d'Ho Diab et les plutonites de l'unité dioritique à granodioritique de Hechou Harrahd. Les deux lignées présentent un même comportement isotitané (Fig. II.77.) (Bebien, 1980). Les similitudes des tendances chi­miques des faciès plutoniques de Hechou Harrahd et des faciès volcani­ques acides de la série d'Ho Diab permettent de considérer ces manifes­tations comme résultant d'un même magmatisme. L'identité minéralogi­que de ces deux faciès renforce cette hypothèse qui semble également admise par Chegham (l985). En effet, la morphologie en diatrème de certains dykes formant l'unité de Hechou Harrahd et la présence dans ces dykes de fragments schisteux, indiquant leur mise en place hypovol­canique, suggèrent qu'à côté des roches cristallisées en surface, il s'est formé au cours de l'activité magmatique des roches subvolcaniques mises en place à faible profondeur au sein même du diatrème. Ce schéma sem­ble bien se confirmer à travers l'existence d'olistostromes dans les bou­tonnières orientales en l'occurence Jorf Ouzzène et Zekkara (Huvelin. 1970), Tannecherfi (El Ghazi et aL, 1981). Les olistostromes sont for­més par l'association de laves et tuffs pyroc1astiques, de microgranodiori­tes et d'argilites d'âges viséen supérieur à namurien basal. La présence dans ces olistostromes d'appareils volcaniques (fumerolliens, hypovol­caniques). appareils formés probablement le long de failles (Ibid), laisse supposer que ces dernières ont pu simultanèment livrer passage aux laves et/ou pyroclastites, déclencher les phénomènes de resédimenta­tion et le démantèlement des appareils, avec des rejets suffisants pour mettre au jour des roches hypovolcaniques.

Nous retrouvons cette situation où des corps intrus ifs sont associés à des épanchements volcaniques entre le granodiorite de Zekkara et la série volcanique dacitique à rhyolitiques de Jerrada (Owodenko, 1976) (Fig. II.75.) la série volcanique de Tazekka (Hoepffner, 1981) de même composition chimique et minéralogique que cette dernière ne semble pas échapper à cette règle.

L'hypothèse d'une similitude magmatique entre les termes effusifs acides de la série d'Ho Diab et l'unité plutonique de Hechou Harrahd, énoncée précédemment permet d'envisager la présence de plutonites basiques qui seraient à l'origine de l'unité de Hechou Harrahd de la même façon qu'il existe des volcanites tholéïtiques à l'Origine des roches effusives acides dans la série d'Ho Diab. Les plutonites basiques ne sont

2000

1000

108

I.lnl té ,pl utonique d'Hechou Harrand

èms lyses Chegham (1985)

cette étude

b : bordure. rn rni 1 ieu

Er,veloppes des rc.ches volcaniques tralt pleIn volcanltes basIques tralt tIreté : volcanltes aCides

b

<D

Fig. II.76. Comparaison des tendances chimiques de l'unité plutonique d'Hechou Harrahd et des volcanites acides de la série d'Ho Diab. A noter l'assez bonne concordance entre les deux tendances (la dispersion des points. surtout pour les analyses de Chegham. provient du fait que l'échantillonnage n'a pas été calé par rap­port à d'éventuelles différenciations mécaniques dans les cais­ses filoniennes).

00;-10 -·t o

• +

4

MgO -Fig. II.77. Diagramme triangulaire Ti02-Fe203-MgO. Noter l'évolution

comparable des termes acides effusifs (associés à leurs faciès grenus) de la série volcanique d'Ho Diab et des plutonites de l'unité d'Hechou Harrahd. . -

109

pas décrits dans le secteur de Si di Lahcen, cependant, leur présence est réelle dans la méséta orientale. En effet, El Ghazi (1977) a noté la pré­sence de gabbros intrus ifs dans les schistes du Viséen supérieur lors de sa cartographie de la boutonnière de Tannecherfi située un peu plus au Nord du secteur de Si di Lahcen. Hoepffner (1987) a décrit des sills de gabbros intrusifs dans le cambro-ordovicien de la boutonnière de Zakkara et que rien n'infirme leur appartenance au Viséen supérieur.

6.1.3. Cadre géotectonique de mise en place du magma­tisme Viséen Supérieur.

Dans le diagramme de Pearce et Cann(1) (1973), les volcanites ba­siques de la série d'Ho Diab tombent à cheval entre les tholéïtes d'arc et celle abyssales avec cependant une concentration assez notable dans ce dernier champ (Fig. II. 78.). Ce volcanisme accompagnerait probablement des mouvements de distension. Or aucun sédiments de type océanique ne semblant lui être associé, ces mouvements affecteraient un domaine essentiellement continental.

Le magmatisme calco-alcalin présent dans la région n'est pas sub­séquent à une subduction contrairement au modèle géodynamique pro­posé par Kharbouch (1982) à partir de son étude géochimique du volca­nisme dinantien. Cet auteur considère que la méséta marocaine est une plaque continentale sous laquelle plonge une plaque océanique selon un plan de subduction à pendage vers l'Ouest. La méséta orientale serait en position de marge active et la méséta occidentale en position de bassin arrière arc. Or en méséta orientale, il n'y a ni paléocroûte océanique, ni ceinture métamorphique de haute pression. Il semble qu'il faille inféo­der ce magmatisme au fonctionnement en cisaillement de panneaux crustaux (Bebien et al., 1980 : Le Guern, 1981) qui engendre des fac­teurs pétrogénétiques nécessaires à la production de ces magmas calco-alcalins.

~

(J,/'-'

(1) L'ensemble des analyses utilisées satisf1~ à la condition 12% < CaO + MgO < 20%.

Fig.

2000

1000

110

-1.6 - 1.5 -1.4 -1.3

~

  -2.3 LKT

Â

- 2.4 OFB SHO

- 2.5

II.78. Localisation de~ volcanites basiques de la série d'Ho Diab dans 'le diagramme F2F3 proposé par Pearce (1976). Se reporter aux commentaires du texte.

OFB : basaltes des planchers océaniques SHO : shoshonites CAB : basaltes calco·alcalins LIIT : tholéites d'arc insulaires F2 : -0,0130 Si02 - 0,0185 Ti02 - 0,0129 Al203 - 0,0134 FeO· - 0,0300 MgO - 0,204 CaO - 0,0481 Na20 + 0,075 K20. F3 : -0,0221 SI02 - 0,0582 Ti02 - 0,0361 Al203 - 0.0016 FeO· - 0.0310 MgO - 0.0237 CaO - 0.0614 Na20 + 0.0289 K20 .

~

.... gran,te d' H. Diab } • microoranlte à blotite } Sidi m Micro~ranlte aolitiaue Lahcen Mekam • granite de Souloulna ~ aplite de Souiouina ~ granite d'Alouana Debdou o granite de Sbouat Dib Jerrada

C.f /"--.:.-

( 0 .... ,,-,'-,

.... ~ ... ~.ti'~~ .............. '~? o· tir- i"." ~~ ID '~""'~'"':~'''''m''$' .g~.~_ ...... _ .. _.~:

o .................................................. _ ••• "":. .'7'_":':'" ..:. ::-.-::~ ,JI_ ••• •••••••• ,." ... .

1000 20 40

Fig. II.79. Comparaison des granites stéphaniens de la méséta orientale dans le diagramme RIR2. Noter le caractère bimodal de ce magmatisme avec deux tendances calco-alcaline (CA) et alcaline (A).

111

6.1.4. Conclusion

Nous serions dans la méséta orientale en présence d'une évolution magmatique soustes deux expressions volcaniques et plutoniques. A une différenciation d'un magma basique par enrichissement en Fer et Titane. s'ensuit un changement dans les conditions de cristallisation du à une augmentation de la pression d'eau qui aboutit aux termes différenciés acides.

Nous rattacherons l'expression du magma basique à l'épisode D2 (Desteucq et Hoepffner, 1980) post-phase bretonne (D 1) et anté-Viséen supérieur et qui correspondrait à la phase vosgienne. En effet. jute après la formation des plis D2 interviendrait un mouvement cisaillant lié à l'ou­verture des bassins viséens et auquel serait associé le magmatisme tho­léïtique. Vers la fin du Viséen supérieur, un diatrophisme en réponse aux contraintes du phase sudète précoce aurait pu favoriser des phénomènes

d'assimilation d'eau par le magma basique.

6.2. Le magmatisme tardihercvnien

La phase asturienne qui a vigoureusement plissé les terrains du Vi­séen supérieur est liée à une intense activité magmatique comme en té­moignent les différents massifs granitiques stéphano-autuniens rencon­trés dans la méséta orientale, en l'occurence le granite de Sbouat dib (284 ± lIMA) pès de Zekkara (Owodenko, 1976). le granite d'Alouana (284 ± 7 MA) dans la boutonnière de Debdou (Tisserand, 1977). le grani­te de Soulouina (287 ± 7MA) (Ibid) et celui d'Ho Diab d'âge stéphanien de par sa mise en place antérieure à celle du massif de Soulouina mais pos­térieure au Westphalien.

Au Nord d'Ho Diab, dans le district de Sidi Lahcen, le magmatisme tardihercynien se résoud en un ensemble de filons et dykes de roches microgrenues qu'on peut subdiviser en deux sous -ensembles:

- les micro granites porphyriques à biotites et à mésostase grano­phyrique qui montrent une identité minéralogique et chimique (Tab. II.21.) avec le granite à biotite d'Ho Diab. Ces roches renferment par en­droits des enclaves hyperalumineuses et titanées. Leur minéralogie a été

112

décrite par Huvelin (1983), elle consiste en un assemblage d'andalousite, muscovite, sillimanite, spinelle vert foncé, almandin, corindon, rutile, biotite brun rouge avec sagénite et plagioclase. Des enclaves de granitoï­des tectonisés sont également observées.

- Les micro granites aplitiques généralement aphanitiques et qui montrent localement des phénocristaux de quartz et de feldspaths.

Une compilation des analyses chimiques portant sur les plutonites de cette même période staphano-autunienne (Owodenko, 1976 ; Tar­guisti, 1983 ; Chegham. 1985 et nos propres-analyses) permet de distin­guer dans la méséta orientale deux types de magmatismes (Fig. II.79.) ; l'un à tendance calco-alaline comprenant principalement tonalites et granites à biotites (granodiorite) dans les boutonnières de Debbou, Mekam et Jerrada. l'autre à tendance alcaline soulignée par le syénogra­nite de Soulouina et probablement les filons de microgranites aplitiques de Sidi Lahcen ; tous les deux dans la boutonnière de Mekam.

Les filons et dykes de dacites, rhyodacites et micro diorites quartzi­ques du Nord d' H. Diab peuvent être affiliés au magmatisme calco-alcalin dont ils constitueraient un terme précoce. Leur mise en place post-date les plissements post-westphaliens mais précède l'unité granitique d'Ho Diab.

En l'absence d'études précices sur le magmatisme tardi-hercynien dans la méséta orientale; la dualité magmatique (calcoalcaline-alcaline) reste particulièrement exprimé au Sud de Mekam à travers les deux massifs contigus d'Ho Diab et de Soulouina.

L'origine de ces deux magmas non cogénétiques et mis en place successivement pourrait davantage être recherchée dans la fusion étagée de matériels crustaux sous l'effet d'un magma basique (Albarède et al., 1979).

7. Conclusion à l'êtude des plutonites d'Ho Diab.

Le schéma chronologique, établi sur les relations tecto­no-magmatiques peut être résumé dans le tableau suivant :

113

SYSTEHE DEVONIEN rARBON Ir E R E PERMIEN

E T Il G E Faménien Viséen

Inférieur Stépha- Autunien Permien ...

-t- N(,4Q-1S01 XN10 P\-JASES \ARISQl.JES brttonne vosq' mm sudète

~ bassin houiller de Jerrada

~ pélites

\ direction principale des plans axiaux de plis

.m série volcano-sédimentaire

[2j schistes

/ failles normales créées par réactivation de fractures régionales hérité d'orogénèses précoces .

!±±J. granites à biotite (granodiorites) ) @ série alcaline ) série calco-alcaline

EEI dacites, diorite ... ) e microgranite à pyroxène

lfYJ ai\. série tho léïtique, évoluant en série calco-alcaline [!Il b)fsoUS les deux expressions volcanique (a) et plutonique (b)

Tableau Chronologie des phases tectoniques et de la mise en place du 11.22. magmatlsme hercynien dans la méséta orientale.

1'&..---:-\ . + .. 1

~

114

Les trois entités plutoniques d'Ho Diab mises en place successive­ment au cours de la période staphano-autunienne, à savoir l'unité grani-

\

tique, le micro granite à pyroxène et le syénogranite de Soulouina mon-trent des caractères pétrographiques et chimico-minéralogiques tout à fait distincts.

L'unité granitique s'insère parfaitement dans le groupe des granites tardi-hercyniens du Maroc oriental. L'origine de ce magma non relié à

des phénomènes de subduction (Green et Ringwood. 1968. Hoepffner, 1987) doit plutôt être attribuée à des processus de fusion crustale in­duits par des injections basiques.

Le microgranite à pyroxène de nature monzonitique post date l'unité granitique mais ne montre aucune relation avec le syénogranite de Soulouina. Celui-ci tardiorogénique et supracrustale complète cette trilo­gie magmatique.

115

TABLEAUX O~ANALYSES

•

116 fumbolt. • () • e chanLillon HO r., HJ~ ~ HO 7 HOC;

SI02 34.96 35.01 ~I:' 'Te" ,) • .Ia 1'" 35.06 36.24 34.51 .36.07 35.39 36.24 36.5b 35.98 35.76 35.64 36.22 35,70

AL203 18.35 18.66 11.99 18.83 17.92 19.02 18.07 17.53 18.46 16. B9 17.21 16.91 16.09 16.90 17.91 FEui H.n i9.5i 20. iii i9.&ï i8.42 on n i9.ù2 19.90 i9.0i i8.54 i'i.5i i9.2ï 2ü.oi i9.55 Li).üï LV •• v

M80 8.80 8.1b 8.28 8.40 8.76 7.% 9.21 8.~4 9.33 9.00 8.72 9.07 8.90 9.05 8.52 TI02 3.02 4.01 3.92 3.66 4.03 • 'c

~.';J 3,55 4.30 2.94 3.63 3.36 3.40 3.72 3.59 3.29 HNO 0.20 0.17 0.22 0.26 0.30 O.OS 0.12 '!.IS 0.13 0.20 0.23 0.32 0.09 0.26 0.31 K20 9.25 9.18 9.47 9.28 9.07 9.22 9.24 9.18 9.34 8.61 8.40 8.37 9.18 9.09 9.36 NA20 0.09 0.21 0.16 0.11 0.13 0.10 0.12 0.14 0.11 0.13 0.11 0.11 0.11 0.12 0.18 CAO 0.00 0.00 0.00 O.Ob 0.00 0.ù2 0.00 0.00 0.00 0.03 0.06 0.07 0.00 0.00 0.00

TOTAL 93.94 94. 91 95.97 95.53 94.87 94.49 95.40 95.66 95.56 93.59 93.58 93.28 93.80 94.78 95.34

SI 5.411 5.368 5.m 5.350 5.511 5.336 5.476 5.463 5.480 5.626 5.564 5.549 5.551 5.554 '~.514

Al m} 2.589 2.632 2.564 2.650 2.489 2.6M 2.524 2.537 2.520 2.374 2.436 2.451 2.m 2.446 2.486

Al (Vil 0.753 0.738 0.656 0.135 0.719 0.799 0.706 0.604 0.770 0.688 0.696 0.640 0.503 0.604 0.773

TI 0.350 0.460 0.447 0.419 0.458 0.387 0.403 0.491 o.m 0.418 0.389 0.396 0.434 0.412 0.380

FE2~ 2.940 2.500 2.561 2.534 2.337 2.613 2.411 2.531 ! 2.404 2.384 2.520 2.497 2.609 2.504 2.588

"8 2.026 1.860 1. 872 1. 909 1.980 1. 829 2.078 1.933 2.100 2.060 2.005 2.092 2.062 2.062 1.957

HM 0.023 0.018 0.027 0.032 0.036 0.009 0.013 0.022 0.013 0.023 0.027 0.041 0.009 0.032 0.037

NA 0.027 0.055 0.045 0.027 0.036 0.027 0.027 0.036 0.027 0.004 0.027 0.027 0.028 0.027 0.046

K 1.821 1. 786 1.835 1.805 1. 753 1. 810 1. 736 1.773 1.800 0.182 !.b52 1.649 1.814 1.767 1.836

FE/FE~"6 55.130 61. 570 57.770 57. 030 54.130 58.820 53.700 56.690 53.370 53.640 55.690 54.410 0.558 54.840 56.940

FE3+ 0.098 0.167 0.297 0.096 0.293 0.064 0.166 0.255 0.141 0.259 0.135 0.124 0.333 0.254 0.000 . -• (J

; HD5 1 H04 H06 HO 8 HO 9

5102 36.21 35.77 35.59 35.76 35.60 36.04 1 36.09 35.79 36.54 35.93 35.44 36.04 36.35 . 36.74 36.22 Al203 17.48 17.50 17.57 17.46 17.47 17.17 17.82 17.17 17.52 18.23 17.31 17.92 18.06 17.83 18.14 FEO' 19.91 19.90 19.41 19.20 20.32 19.65 17.68 17.68 17.84 18.27 18.20 17.52 17.26 18.11 17.88 "60 8.48 8.60 8.50 8.51 8.44 8.53 8.98 8.70 8.76 8.56 8.61 8.47 8.88 8.49 8.33 T102 3.45 3.13 3.46 3.25 2.85 ' C7 ... 1,,jJ 0.23 0.22 0.32 0.17 0.25 0.30 0.26 3.95 3.71 "NO 0.31 0.29 0.34 0.29 0.44 0.29 3.03 3.88 3.54 3.19 3.02 4.03 2.62 0.32 0.24 K20 9.14 9.56 9.13 9.28 9.37 9.09 0.12 0.13 0.10 0.08 0.14 0.14 0.13 9.11 9.38 HA20 0.14 0.16 0.21 0.19 0.14 0.15 9.36 9.26 9.33 9.43 9.34 9.48 9.39 0.15 0.22 CAO 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.09

TOTAL 95.13 94. 91 94.21

1

93.94 94. b3 94.44 n.31 Q2,B3 93.95 93.8b 92.31 93.90 92.95 94.72 94.20

SI 5.537 5.506 5.498 5.596 5.508 5,~4ï 5.574 '" t".,. ~ 6(\~ 1 ~ C73 5.56 , 5.534 5.619 5.581 5.554( .J,û4",' JI''" ~.Jloi

Al !IV) 2.463 2.494 2.502 2.404 2.492 . 2.453 2.426 2.477 2.398 2.467 2.44 2.4bb 2.381 2.419 2.446

AL (Vil 0.683 0.679 0.695 0.644 0.692 0.658 0.8l! 0.748 0.76 0.935 0.755 0.772 0.902 0.771 0.829 TI 0.394 0.360 0.401 0.380 0.329 0.406 0.349 o.m 0.407 0.367 0.355 0.463 0.303 0.449 0.415 FW 2.543 2.560 2.504 2.509 2.625 2.527 2.279 2.277 2.2BI 2.347 2.382 2.244 2.226 2.299 2.288 "6 1.928 1. 968 1.952 1.983 1.942 1.954 2.062 1.995 1.996 1.959 2.01 1. 935 2.04 1.920 1. 901

"N 0.036 0.036 0.041 0.037 0.055 0.03& 0.027 0.055 0.041 0.018 0.032 0.036 0.032 0.041 0.027

NA 0.036 0.046 0.055 0.056 0.037 0.036 0.027 0.037 0.027 0.018 0.037 0.036 0.037 0.036 0.018 K 1.781 1.866 1. 790 1.851 1. 840 I.m 1.83 1.814 1.821 1. 848 1.864 1.852 1.846 1.760 1.832

FE/FE~"6 56.870 56.530 56.190 55.850 57.470 56.390 S'z. 49 6'3';~ 53.13 Ft.l·07r ;4.1.3 ':JAf ~J..11 ~4.490 54.610 FE3~ 0.253 0.261 0.204 o.m 0.179 0.281 3/0 ·:''13 .m ('V -J40 ·415 ·3305

Tableau II.S. Analyses chimiques à la CamebaX et formules structurales des biotites des différents faciès de l'unité granitique d'Ho D,iab. Fo~ules structurales calculées sur la base de 22 O:ll."Y­genes Fe + correspond à une valeur calculée (cf. texte). .

0.370 (J.346

117

0

HO 1 .. HO 2

SI02 37.74 39.00 37.73 38.75 37.50 37.34 36,47 37,51 37.62 36.76 36.60 37.22 37.10 Al203 17.29 17.56 17.70 17.28 16.75 18.06 17.51 17.01 17.68 17.70 18.32 17.26 17.27 FEn' 15.98 14.40 15.03 13.73 15.19 14.81 16.83 16.06 16.79 16.29 17.02 Ib.96 16.86 MaO Il.31 13.20 Il.97 12.73 II· IJ) 12.21 10.58 10.97 10.70 10.39 10.50 10.15 10.32 TI02 3.60 1. 97 2.09 2.18 3.66 2.93 0.20 0.24 0.21 0.15 0.15 0.29 0.23 MNO 0.35 0.27 0.26 0.22 0.26 0.14 3.83 3.54 3.46 3.74 3.75 4.22 4.11 K20 9.87 10.04 9.72 10.05 9.81 9.80 0.12 0.14 0.15 0.06 0.14 0.19 0.19 HA20 0.12 0.09 0.11 0.09 0.18 0.14 9.67 9.57 9.59 9.17 9.35 9152 9.24 CAO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.09 0.35 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0,00 TOTAL 96.26 96.53 94.61 95.03 95.56 95.04 96.20 94,26 95.83 95.81 95.32

SI 5.595 5.7023 5.652 5.7421 5.630 '.556 5.482 5.627 5.58; 5.555 5.464 5.566 5.567 AL 1)\1} 2.404 2.297 2.347 2.257 2.369 2.444 2.517 2.372 2.412 2.444 2.535 2.m 2.43b AL IVIl 0.616 0.728 0.777 0.759 0.594 0.719 0.584 0.634 0.681 0.707 0.688 0.60a 0.617 TI 0.401 0.2169 0.235 0.242 0.413 0.326 o.m 0.399 0.386 0.415 0.42 0.414 0.463 FE2+ 1.981 1.760 1. 883 1. 701 1.907 1.840 2.116 2.015 2.085 2.059 2.125 2.12 2.114 MG 2.498 2.877 2.673 2.811 2.557 2. 70~ 2.371 2.m 2.369 2.34 2.335 2.2bl 2.306 MN O.OH 0.033 0.032 0.027 0.033 0.013 0.024 0.03 0.026 0.019 0.018 0.036 0.029 NA 0.034 0.026 0.032 0.024 0.051 0.035 0.034 0.04 0.041 0.017 0.04 0.053 0.054 K 1.866 1.873 1.857 1. 899 1.878 1. 858 1. 854 1. 831 1.817 1.767 1.78 1.816 1. 7bS FElFE+K6 44.220 37.950 41.330 37.690 42.710 10.500 4f.15 45.1.0 4'-1'1 46.8 41-.6/ 41.39 4Hl FE3+ 0.442 0.324 0.287 0.427 0.521 0.255 .~3~ • '-4%& ·HI. .UT ·Ui . !.;qt- ·400

-

(Suite ta blcau irE J

-, • ,

, 118

b---__ ---___ --__ --__ ---~------- -.+ ,~

_v 5102 63.30 59.22 58.34 57.16 56.93 57.27 59.16 53.67 57.57 ~L203 22.65 24.B6 25.24 26.36 26.48 26.61 24.86 25.06 24. 46 FEOI 0.00 0.01 0.00 Q.08 O. O~ 0.03 0.00 0.06 0.03 ~60 0.00 0.00 0.01 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.02 MHo 0.05 O. O~ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 CAO 3.63 6.35 7.09 8.48 8.55 3.66 7.19 7.46 3.50 HA20 3.31 7.46 7.23 6.47 b.40 6.15 7.15 7.00 6.44 K20 0.00 0.14 0.22 0.29 0.31 0.25 0.32 0.35 0.34 nû2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 TOTAL 98. 9~ 98.58 98.63 98.35 98.73 99.02 98.72 98.60 97.39

,-

SI 2.334 ., L 1t:' .:..UfiJ 2.659 2.590 2.58~ 2.588 2.672 2.657 2.647

AL!iV) 1.166 t 'r,)'f 1..m 1. 408 1.116 1.412 1.323 1. 337 1.3~5 J ... U .. \I

AUVJ) 0.020 0.000 0.003 0.000 0.000 0.005 0.000 0.000 0.000 FE2+ 0.000 0.000 0.000 0.003 0.002 0.003 0.000 0.002 0.001 ~N 0.002 0.002 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 MS 0.000 0.000 0.001 0.001 0.001 0.000 0.000 0.000 0.001 TI 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 CA 0.173 0.331 0.343 0.412 0.416 0.419 0.348 0.302 0.419 NA 0.759 0.653 0.633 0.569 0.563 0.538 0.626 0.614 Q.574 Y. 0.000 0.008 0.013 O.OH 0.013 0.014 0.018 0.020 1).020

ALB 81.410 65.820 64. 000 56.970 56.460 55.400 63.100 61.640 56.660 Atl 18.530 33.360 34. 680 41.320 H.720 43.150 35.080 36.3~O 41.360 DR 0.000 0.800 1.310 1.700 1.800 1.440 1. 810 2.000 1. 970

1 ., . . C--- -_b 1 b-- - ~ -c c- --SI02 59.58 57.19 62.11 62.41 57.92 57.79 59.33 58.91 59.12

AL203 26.50 26.62 24.09 23.49 26.55 26.39 26.35 25.97 25.83 FEOl 0.01 0.00 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.07 0.00 MSO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.01 0.04 ~NO 0.00 0.09 0.00 . 0.01 0.00 0.08 0.05 0.00 0.00 CAO 7.99 3.33 5.40 4.71 8.92 8.33 8.14 7.62 7.46 NA20 7.00 6.51 8.33 9.05 6.33 6.74 6.91 7.22 7.05 Y.2o 0.33 0.18 0.12 0.09 Q.41 0.11 0.11 0.11 0.24 TI 02 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

TOTAL 100.40 99.41 100.05 99.78 100. lB 99.n 99.90 99.91 99.H

...

SI 2.610 2.578 2.749 2.770 2.592 2.600 2.610 2.633 2.643 AUIVJ 1.390 1.414 1.251 1.229 1.400 1.399 1.389 1.367 1.357

FE2+ 0.000 0.000 0.000 0.001 0.001 0.000 0.000 0.003 0.000 MN 0.000 0.003 0.000 0.000 0.000 0.003 0.002 0.000 0.000 "6 0.000 ' 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.001 0.001 0.003 TI 0.000 0.002 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 CA 0.381 0.426 0.256 0.22~ 0.428 0.401 0.390 0.365 0.357 HA 0.604 0.569 0.714 0.778 0.549 0.589 0.599 0.625 O.bl1 K 0.019 0.010 0.007 0.005 0.023 0.006 0.006 0.006 0.014

AlB 61. 310 56.bl0 73.380 77.250 54, 900 59.090 60.200 62.750 b2.220 AH 39.670 42.380 26.310 22.240 42.800 40.300 39.190 36.640 J6.3S0 DR 1.920 0.990 0.300 0.490 2.300 0.600 O.bOO 0.600 I.m

,'" t -. '·rl't'J<.'''~ ·~'tt··UC .. :ll;···~:t,~es .Tableau Il.B. Ana 1'1 "es C'I l fil l 0 '.tes t. 1 a c.:·ar(l! .. ?Q-3.K e e, T (./t l , • r... => . -,) , - . . -..' . .' -'- .,. - . - '1 . , 1 t,(, i t é C' ",-, ' .... n l t leu f.:.~ des pl.,,{olf..:.c1ases des dlfTt':r"en,,!::; TaC.te", Le .1. _ J. . ,'"

.. _. .. ..... l'~ ~:';.~~:;\':? CE' b d'Ho Diab. Formules structurales calcu~~es sur ,~ , c,xV[Jènes.

119

• -

1

()

-_----1" c----------, h C-_. ____ --=- - .... ----~-Slù2 53.25 (-1 01

......... /'1 59.51 60.27 64. 76 56.32 ~s. 50 56.32 S9.6ï

A~103 25.91 ~~ 01 24. 86 24.52 21.22 ." l.~ ~~ ~~ 26.97 'l~ .,.,. .... ..;..,/ LLJ,Ioi,) 4.: .. i ..... ,J •• J

FEDI 0.03 0.03 0.02 0.05 0.05 0.09 0.06 0.09 0.06

M60 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

XNO 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.07 0.02 0.00

CAO 7.76 4.21 6.79 6.44 2.59 8.22 8.03 8.84 7.14

HA20 6.94 8.97 7.38 7.91 9.53 6.68 US 6.15 7.14

K20 . 0.23 0.25 0.23 0.21 0.00 0.29 0.32 0.31 0.26

TI02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

TOTAL 99.18 99.37 . 98.79 99.40 98.15 98.74 97.79 98.70 99.~0

...•

C' ~l 2.625 2.799 2.681 2.699 2.893 2.579 2.588 2.560 2.671

Al!IV) 1.375 1. 201 1.319 1.294 1.107 1. 421 1. 412 1. 440 1.327

FE2t 0.001 0.001 0.001 0.002 0.01° 0.003 0.002 0.003 0.-002

MN 0.002 0.000 0.000 0.000 0.002 0.001 0.003 0.001 0.000

~6 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 O. [)OO 0.000 0.000 0.000

TI 0.000 ').000 0.000 0.000 0.000 0.001} 0.000 0.000 0.000

CA 0.374 0.201 0.328 Il.309 .. 1îJ 0.100 0.394 0.430 0.312

NA 0.606 0.773 0.644 0.696 .922 0.597 0.584 0.542 0.619

K 0.013 0.014 0.013 0.012 - 0.017 0.017 0.018 0.015

ALB 61. 030 73.230 65.360 68.120 86.24 58.460 53.570 54.740 63.420

AU 37.920 20.340 33.320 30.680 13.75 39.840 39.510 43.430 35.040

OR 1.300 1.410 1.310 1.190 0.00 1.690 1. 900 1.910 1.~30

...

C) 0

....... ..;. C --,----------- b 5102 61.87 58.24 54.98 57.79 57.15 53.79 54.83 60.26 58.40 Al203 22.28 26.42 26.85 2b.OI 25.44 23.92 28.05 24.38 25.52 FEOI 0.04 0.06 0.01 0.01 0.00 0.00 0.20 0.01 0.01 MGO 0.03 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00

MHO 0.00 0.00 0.00 0.02 o ,l' • vJ 0.03 0.01 0.06 0.00

CAO 3.31 7.44 6.49 7.31 6.63 11.47 1 .,~ ! ,L\J 6.47 8.04

HA20 8.67 6.31 6.19 6.99 6.97 4.80 5.12 7.71 6.71

K20 0.20 0.36 0.37 0.22 0.15 0.11 0.94 0.10 0.14

TI 02 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0,02 1),0(1 0.00 0.00

Tom 96.40 99.34 94. 91 98.35 96.37 99.14 %.46 98.99 ·i8.82

SI 2.824 2.617 2.578 2.622 2.639 2.449 2.538 2.70b 2.638

AUIVl 1.176 1.333 1.422 1.37S 1.361 1.551 1.462 1.29 1. 358

FE2t 0.002 0.002 0.000 0.000 0.000 0.00 0.008 0.00 0.00

~N 0.000 0.000 0.000 0.001 0.001 0.001 0.00 0.002 0.00

MS 0.002 0.001 0.000 0.000 0.000 0.00 0.006 0.00 0.00

TI 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.001 0.00 0.00 0.00

CA 0.162 0.358 0.326 0.355 0.328 0.559 0.358 0.311 0.389

NA 0.767 0.593 0.562 0.614 0.624 0.423 0.459 0.671 0.587

K 0.012 0.021 0.022 0.013 Q.009 0.006 0.055 0.006 0.008 -

ALB 81.500 hl. 000 t 35.920 62.520 64.930 41.34 51.09 51.09 58,21

AN 17.210 36.830 -;61.750 36.150 34.140 57.99 42.35 42.00 41.00

OR 1.270 2.160 2.410 . 1.320 Q.930 0.66 6.55 6.55 .85

5 u i t c Ta bic 0 u II.ô

0

SID2 59.38 b2.b'~

AL203 24.69 25.04 FEn. 0.00 0.26 "60 0.00 0.00 KNO 0.03 0.03 CAO 7.01 6.50 HA20 7.35 8.25 K2D 0.13 0.09 n02 0.00 0.00

TOTAL 98.59 102.86

SI 2.682 2.713 AI. IV 1.314 1.277

~ .... FE2+ 0.00 0.00

"N 0.00 0.001 KG 0.00 0.00 TI 0.00 0.00 CA 0.339 0.301 NA 0.643 0.692 K 0.007 0.005

AB G3.bG 68.02 AN 35.61 31.45 OR 0.01 0.50

1 • S1J~ t.·) , 09 L.A n

iJi .,.1. c4.i6 t4.S' ~L2C.3 13.69 i r, ,."

10 .... i O i 9. (:9 -18.50

K20 14.61 15.13 <., le '15'.11[, i ~I C.J

NA~ü u. 8,~ :). 37 : 1 01 .61 , .. ~ . ., ti :'j'"'

" -, ", .... .00 Co·) .'l'.!'/ .1,_ i '.l,;,::}

iE.O :).:::t) :) .. :3 . , .00 .:. :.-

lH'1j IllH.' O.t){i O •. ~ 4 i} 1 ~;.~; .04

TOT °7.:5 :;:;. \" ,;c 7e 41.'1 ",l'.' !".':

1

SI 2.98 2.995 2.985 3.003

Al IV 1.02 1.005 1.015 .99t

Al VI 0.02 0.002 0.02 o.on FE2+ 0.00 0.00 0.00 .0Ou

"" 0.00 0.002 0.001 .COz.

"S 0.00 0.00 0.00 .00

TI 0.00 0.00 0.00 .00

CA 0.00 0.01 0.00 .00

NA 0.079 0.078 0.09 .oss K 0.88 0.897 0.86 .'1lf

AB 7.75 7.51 8.96 ~·650

AN 0.00 1.06 0.00 .00

OR Q2.24 91.42 91. 03 9,,·'$,#0

1

SuiLe Tableau 11.8

-

0

'IH4 ",'.1'1.

AU3 .01

·00

·'4 .00

U.'f1J

3.004 0.996

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.001 0.984

0.09 0.00

99.96

120

H·fS

"'1·~

",." .03 .00 .og .oq.

-{OJ.91

3.011 0.985

0.00 0.003 0.002 0.00 0.00 0.00 0.003 0.989

0.24 0.00

99.75

Analyses chimiques à la Camebax et formules structurales des feldspaths alcalins des différents faciès de l'unité gra­nitique d'Ho Diab. Formules structurales calculées sur la base de 8 oxygènes. . .

121

HO 12

SI02 28.23 27.98 28.45 32.65 Al203 1\1.40 19.76 20.55 16.73 FEO 16.44 20.03 17.74 14.24 H60 2Jl3Z 17.79 19,77 22,38 ~NO 0.20 0.30 0.48 0.22 CAO o.OZ 0.05 0.09 0.11 NA20 am 0.02 0.02 0.05 K20 0.10 0.03 0.26 0.09 T102 0.16 0.09 0.10 0.50 TOT ~3.93 86.09 87.48 8b.98

SI 5.9Z6 5.822 5.760 6.460 AL (IV) 2.074 2.178 2.240 1.520 AL (VIl 2.474 2.666 2.662 2.392 FE2+ 2.880 3.484 3.002 2.362 MN 0.031 0.053 0.082 0.037 MS 6.34 5.514 5.962' 6.616 TI O.oZ5 0.014 0.015 0.075 CA - 0.011 0.020 0.023 NA - 0.008 a.OOd 0.019 K 0.025 0.008 0.067 0,023

Tableau II.16 Analyses chimiques et formules structurales des chlontes des microgranites à pyroxène d'Ho Diab. Formules structu­rales calculées sur la base de 28 oxygènes.

122

HD1 HD2 HD4 H03 HD5 HD6 H07

Qua rt z 27. 16 35.21 26.68 27.76 28.42 3C).22 30.58 Orthose 18.93 19.48 22.27 23.38 27.83 28.39 25.72 Albite 24. 12 '-)'-1 C::C"

":""a\:J\:J 26.22 28.32 23.60 ~,C" ..:..~. 17 24. 1 r;. ..:..

Anol~t ite 13.35 8.62 10.85 12.24 9.74 7.23 6.96 hypel's. 4.92 3.01 3.71 2.51 2.91 2. 11 2.41 Diopside Hématite 4.63 4.79 4.47 3.51 3.35 2.71 3.03 Rut i le 0.64 0.72 0.56 0.48 0.40 0.40 0.48 COl'indot1 2.69 2.24 2.45 0.82 2.24 1. 73 2.75 Apatite 0.62 0.62 0.93 Sphène

. HD8 H09 H010 HOll HD12 H013 HD14

Quartz 38.75 34.13 21.99 ~,C" .<....J • 11 21.03 33.64 14.78

Orthose 21. 15 23.38 27.83 31.73 32.29 32.29 42.31 Al bi te 16.78 20.98 20.98 21.50 22.55 29.37 36.71 Anort ite .8.07 9.46 24.48 13.08 16.69 1.67 3.34 hypers. .3.01 2.01 2.51 0.90 3.51 Oiooside 3.68 Hématite .3.35 3.35 0.64 0.96 L 12 ().32 Rut i le • O. 32 0.40 0.24 0.48 Corindon .5.4 3.67 -' ().2 1.02 1. 73 Apatite Sphène 0.39 0.98

Tableau II.20. Nonnes CIPW des différents faciès plutoniques d'Ho Diab.

--=--.-~ ---

Sy mbole

Si02 A1203 Fe203 trîtl0 !Y:gO CaO Na20 r\20 Ti 02 1='205' t='. F.

SL10 RT2

59.50 59.32 15.98 15.81 5.45 5.73 0.140.13 2.7 2.57 3.55 4.48 3.79 3.55 2.54 3.25 0.92 1.07 0.20 0.34 2.50 2.54

o

GR5 c __

57.74 15.30 3.47 O. 15 O. 15 2.95 3.95 3. 13 0.38 0.08 1. 31

123

GR5 SL9

53.71 55.97 ~0.92 15.72 15.76 15.14 5.54 3.56 2.32 O. 15 O. 14 O. 04 1. 19 1. 12 1. 02 4.54 3.53 1.75 1. 23 4.29 0.47 O. 1 Cl 2. 14

1. 96 4. 16 0.45 0.09 1. 38

4. 15 2.27 (>.35 0.08 1. 99

SL5 SL4

70.89 70.09 14.50 15.80 2.72 2.56 0.05 0.08 0.97 0.51 0.48 1. 93 2.75 5. 19 0.34 0.07 2.27

3.36 3.65 0.24 0.02 1. 51

Total 99.39 100 100.31 99.19 100.3::::: 100.04 100.3 99.9

Ba Co Cl' Cu \li SI'

V Rb Pb Zn

Si02 A1203 Fe03 MnO MgO CaO N.=,.2C ~\20

Ti02 t='205 P. F.

522 17 57

137 39

355 114 172 l'1. d. tl. d.

BL5

70.51 15.00

1. 94 0.05 0.49 1. 35 3.99 3.21 0.32 0.04 l.88

509 575 15 <1(>

2'3 <10 18 < 10 25 < 10

438 398 117 49

94 173 n.d. 13 n.d. 71

SL2 c

73. 19 14.61 i.80 0.08 0.2 0.43 4.27 4. 11 0.23

1. 31

71.79 14.46 1.89 0.05 0.31 0.41 4.07 4.39 (>.22

1. 59

835 < 10

13 12

<10 310

80 154 n. d. tl. d.

BL1 c

72.55 14.72

1. 85 0.08 0.44 0.55 4. 10 4.33 O. 17

1. 35

700 < Hl 13

00 <10 357

83 150 tl. d. n. d.

SLl ' b

74.29 14.90

1. 90 1). 11 0.09 0.12 4.62 2.05 0.23 0.01 1. 82

)2000 )2000 610 00 <10 <10

14 15 <10 }150 133 35 00 < 10 <10 338 210 355

49 32 20 133 244 170

17 t1. d. 42 53 tl. d. 367

SL3'

75.08 14.81 0.83 0.01 0.03 0.03 0.09 5.00 0.33 0.02 3.85

SL3"

72.9 14.77 2.67 0.05 0.77 O. 12 0.07 2.80 0.34 0.01 4.84

Total 99.79 100.23 99.48 100.26 100.15 100.08 99.34

Ba Co Cl'

Cu Ni 81' V Rb Pb Zn

<2000 <10 <10 83

< 10 354

25 138 22

183

1028 1022 <10 <10 <10 00 <10 (10 <10 {10 241 264 <10 <10 123 2C>2 n.d. n.d. n.d. tl.d.

1095 ( 10 ( 10

11 ( 10 275 ( 10 131 tl. d. l'1. d.

'355 <10 <10 32

<10 154 20

111 82

172

813 15 17 22

< 11 55 32

229 154 141

1254 27 21

101 27 27 57

145 363 305

Tableau n.21. P:nalyses chimiques dt L unit t granitique d"Hechou Horrohd(o) et des microgranites.

porphyriques(f)iu district minier de Sidi Lahcen.

124

PARTIE III

ETUDE DE LA FRACTURATION

125

III - ETUDE DE LA FRACTURATION

La carte de la densité de macrofracturation du Nord du Maroc (Fig.

IIL1.) montre que la méséta maroco-oranaise est située dans une zone à

forte densité de failles qui couvre l'ensemble de la chaîne des Horsts. Le

secteur d'Ho Diab est placé dans une zone à densité moyenne de 5 à 10

km .

.. ~ Q22]

c=J

15 ç 40 kmm

la à 15 km

5 6 la km

a 6. 5 km

Zones à macrofrllcturation classe'es par denslté décrolSSante des fractures cumulées sur ~~e superficie de IOOkm

Fig. m.l. Position de la boutonnière d'Ho Diab dans la carte de la densite de macrofracturation du Nord du Maroc. (d' , 5 d' 190.2 opres 00 1 u)

1 - A l'échelle réw.onale

Cette étude a été menée à partir de la carte de fracturation au 1/500

OOOème (in Chegham, 1985) sur une partie du Maroc nord oriental (Fig.

111.2.) ; les résultats présentés sous forme de rosaces (Fig. III.3.) font appa­

raître trois grandes directions : NS, NE-SW et ENE-WSW.

Les fractures NE-SW sont les plus importantes tant par leur taille que

par leur nombre. La direction majeure est orientée N40 à 50E. Les linéa­

ments de cette direction ainsi que ceux N-S semblent façonner la géomé­

trie des boutonnières paléozoïques. En effet, la boutonnière de Tanne­

cherfi montre des limites qui coïncident nettement avec ces deux direc­

tions. Ce serait également le cas pour la boutonnière de Mekam.

00

\ 1 \

Ç'-.l )

/' ( \

\

BASSIN DE

GUERC F

1

// ,J .... _-'

1 1

126

7 0-'-'... I~-""'-~ (, -,,-----/

J 1

750 O ____ ~10Km

o ~. sc.cIe oaléo:c:clcue '" '=' limite de la cc'lIve· ..... tl.lre SeCOY'Clalre / 3. l~Yféarflent

Fig. m.2.

w __ _

'.-.'

Distribution de linéaments dans la partie méridionale de la mé­séta orientale. D'après interprétation de l'imagerie spatiale 2-214-36 au 1/5000 OOOème (Chegham. 1985).

N

5

Fig. m.3. Rosace d'orientation des linéaments selon la fréquence de leur direction (85 mesures).

127

L'orientation ENE-WSW est bien déterminée par rapport aux structu­

res géologiques régionales ; elle est parallèle à l'axe des plis

post-westphaliens et à l'allongement cartographique de massifs graniti­

ques particulièrement celui d'Ho Diab.

2 - A l'êchelle du secteur d'Ho Diab.

Les principales directions retrouvées à cette échelle sont la N70 à

82E et la N150 à N170E. Elles sont d'une manière générale exprimées

par des filons de quartz (Fig. I1I.4.).

2.1. Les fractures ENE-WSW

Les filons de quartz de cette direction sont localisés dans deux cou-. loirs d'allongement N80E d'une dizaine de km de longueur et de 1,5 km

de largeur séparant des zones pauvres ou stériles. Ces filons correspon­

dent à des structures bréchiques à éléments de roches encaissantes et à

ciment siliceux exprimé principalement sous forme de quartz massif

blanc et du quartz en peigne. Du quartz bréchique avec @Jiicil"ian~}st éga­

lement observé. Celui-ci se présente en un chevelu centimétrique parfois

oblique de quelques degrés sur la direction principale du filon. Les miné­

raux autres que le quartz sont rares, seule la barytine y a été notée. La

puissance de ces filons peut atteindre 2 à 3 m. En longueur, ils peuvent

être suivis sur environ 1 km.

Ces filons semblent emprunter des failles directionnelles N70-80

mises en évidence à l'échelle de la méséta orientale. Les failles ont joué

en décrochement dextre lors d'une phase de déformation

tardi-hercynienne. De nombreuses cassures relevées de directions varia­

bles sont la réplique à échelle inférieure de ces accidents. Nous en don­

nons quelques exemples :

* L'organisation spatiale de fractures de second ordre, ici en tension,

par rapport à la discontinuité principale. Le cas est observé à Koudia (Fig.

III.5.).

* Présence d'une zone de relai de deux tronçons de faille à N70-80E

au pas à droite sur cisaillement latéral dextre. Dans l'espace compris

128

755 760 7&5

N

~. ZERR OU G (' ... , \ ""j ,'"

,_.~ \ ..... , ... ..: ....... ""1

\\~ .. )

-----------t------ '375

(! ~~~t':;:1f:;j<) , .(~/? .•••• ?T ..•• ·.~!li~~;IA) / \ ~\ \~\IRAS MOHAMED) ... ~.::;~~:~.;:.;:.;::.:; ..... : .. :' ...... ,' ..... <~,>. ".::.' . i :~\,~ .•.. ,'*~~Lz ?:','P/9' .... . ... " ~"-"~I~~:8· .,', "'Sl:\!!":~,L:~;/ •... · .. ~)\Lj .'

.if':.j \\

\ . \ .

.. ...:.~~~~.---T7L-----------~\.!--_+------------------------~r_-------370 , .... ~ ! ..... .

<J

1 filon de ouart% / faille

..••• _ •.. :... •.•• : r·· .. ·~ <:) \···.l~) :'~'~·:"'f~ .....

Ci ]SOULOU1NAt

c:) contour' d'affleurell1er,t

caléozoiouB

o lKm .....

~. couloir de cisaillement ~

Fig. m.4. Localisation des failles et filons de quartz dans la région d 'H: Diab.

entre ces deux tronçons. la zone de déplacement maximum à une direc­

tion de NII0E. Cette zone est parcourue par trois types de fractures:

deux familles conjuguées à N160 et NI05. une famille à N120E dominan­

te assimilable à des fractures de tension T. Cette disposition est compara­

ble à celle qui prévoit le calcul (Segall et Pollard. 1980) (Fig. III.6.).

* En continuité vers l'Ouest de cette zone de relai. des structures C-S

(Berthe et al.. 1979) sont observées (Fig. III. 7). Les relations angulaires

des plans (C) avec les plans (S) permettent d'estimer l'intensité du cisail­

lement 'Y en comparant leur évolution au modèle du cisaillement simple

de Ramsay et Graham (1970). t=tamra'(['~l'Y est donné par la

relation tg 2 et= 2/'Y (Ibid. équation 36). Les mesures faites aux points (X =

755.12 ; Y = 375.37) et (X = 757.12 ; Y = 375.37) ér~tt~a~

qui reste tout de même lupe~ale_ur~oxima~\ etant donné qu'on ne

connaît pas la valeur de 'Y à- travers toute la largeur de la zone de cisaille­

ment. Le déplacement estimé par la relation

(Ibid) ne peut être apprécié.

2.2. Les fractures sub-méridiennes

Elles sont exprimées plus particulièrement dans le secteur de l'an­

cienne mine à tungstêne où elles soulignent des cisaillement senestres

NW-SE à NNW-SSE d'amplitude hectométrique(1). Ces fractures sont gé­

néralement jalonnées de quartz clair et translucide renfermant une miné­

ralisation à tungstène et sulfures.

2.3. Relation chronolo~igue

La chronologie d'expression de ces deux cisaillements reste à con­

firmer puisque à l'exception d'une observation ponctuelle réalisée au ni­

veau d'un affleurement du syénogranite de Soulouina. nous n'avons pas

t N

--

o 4Cm - .. 1

...... ......

........ --

130

Fig. m.5. Schéma d'interprétation dynamique des filons de quartz à }{ou­dia (X = 765 ; Y =374),

o 11(m 1- _

F'Jg. m.s .. E?tru~ture en rel ai dans l'alignement filonien septentrional d'Ho Diab.

modèle théorique d'un zone 1980)

" "

Fig. m.7.

Structure C-S observée dans un filon de micro diorite quartzique (X = 757 ; Y = 375.5).

Représentation schématique des structures de type C-s ; C = plan de mouvement discontinu 5 = plan d'applatissement XY de l'ellipsoïde de déformation finie.

131

noté de recoupements entre ces deux directions. Selon leur disposition

géométrique dans ce massif (Fig. III.8.) les fractures ENE post-datent

celles subméridiennes. Ce fait peut alors se préciser si l'on s'intéresse à la

nature de la minéralisation. Celle-ci est de basse température dans les fi-

a 50 Cm '=-=-1

N

N1lS SOE E,,3 Cm

Fig. ID.S. Chronologie d'expression des fractures ENE et NNW.

Ions ENE avec essentiellement de la barytine et plus ou moins de la

calcite par, contre, les filons subméridiens recèlent une minéralisation

dite "chaude" avec de la wolframite, bismuth natif et sulfures (mispickel,

pyrite ... ).

2.4. Conclusion

La région d'Ho Diab est structurée pat deux cisaillements N80E et

N150-170E jouant respectivement en dextre et senestre, localisés d'une

manière générale en bordure ou à proximité de massifs granitiques.

Ces directions seraient à rapprocher des deux familles de cisaille­

ment ENE dextre et subméridienne senestre mise en évidence dans la

méséta marocaine (Lagarde, 1985) et qui interviennent au cours d'un

épisode compressif tardi-hercynien.

,·1 { {j'v' .:.

132

L'individualisation de ces zones de ciasaillement à H. Diab pourrait

être contrôlée par une fracturation préexistante de la même manière que

celle qui contrôle la mise en place des différentes unités plutonites. La

succession d'expression de ces deux décrochements reste à mieux préci­

ser même si certains faits plaident en faveur d'une postériorité du mou­

vement dextre.

3 - Or~anisation structurale de la mine d'Ho Diab.

Cette ancienne mine est située en bordure ouest du massif granitique

d'Ho Diab. Elle correspond à un champ filonien recoupant le granite et

son encaissant. La disposition de ces filons. formés de quartz minéralisé

en wolframite et sulfures. est organisée en plusieurs faisceaux parallèles

orientés transversalement par rapport à la structure de l'encaissant méta­

morphique avec une direction générale à N150-170E (Fig. III.9).

3.1. Contexte géologique

L'environnement géologique de la mine est constitué d'apophyses de

granites à biotite du massif sousjacent d'Ho Diab. A ces apophyses et à leur

encaissant se surimpose une activité hydrothermale. exprimée essentiel­

lement par une phase de tourmalinisation et micacée. dessinant une au-

réole centrée sur le secteur de la mine (Fig. IILl.). Celui-ci est ê~~ ~\tr,(hC par de nombreuses failles senestres parallèles de direction N155-165E.

L'absence d'un niveau repère dans ce secteur n'a pas permis d'évaluer le

déplacement engendré par ces failles. Une valeur approchée par défaut de

ce mouvement peut toutefois être déduite à travers le décalage d'un filon

micro granitoïde (Fig. IILlO.). Celui-ci est de l'ordre de 80 m. Le parcours

. 0 'N"t .. .J),/ de ces failles est _:r,~Ht~~~~~tpar des filons de quartz translucides parfois f:f9- minéralisés en tungstène et sulfures et dont la puissance n'excède pas 60

cm. La galerie de prospection large de 2 à 3 m et située au Sud du puits

373.9

373.5

373.1

372.7

133

755.2 755.6 756.0 756.4 756.8

373.9

" \ '\ , \/\ \ \ \ '\

RAs MŒWv1ED ~\ \~\ ~I' \ \

1

'\\~ \1 1 - i ~ \

\ ~~ ! ~ ~

1 \ \ .. ' \ ,

,

373.5

[\ \

\, l' \\ ----~j4~------_t----~--~~~~~~~r_------~-----373.1 \ \ \1 \y: \\ \

__ ~ < '<il ',~\rt \

~ \

\ \. \\ \, \ ~ -\ \ ~\\" \~~\\ \ \ \ \J \ CS' \ l' '

\ 1 \ "

-------+----\r----\-f-\-~~r_-_+_--> 372.7

l \~f~--------~~

CO ~i "

... 't \

372.3 "r "

-------r---------t---------4--------~--------~------372.3

~ fracture C2:J filon de quartz ",P: pUlls O .. _ .. 10~9 nt

Fig. m.9. CARTE DE LA DISPOSITION DES FILONS DE QUARTZ DANS LE SECTEUR

DE L'ANCIENNE MINE A TUNGSTENE D'HASSIANE DIAB.

134

1 N

microgranitolte altéré

scnlstes

faille

tray,chée

.0 20m ~

~ PUITS

\ \ \

Fig. m.IO. Cisaillement senestre décalant une lentille de microgranitoïde dans le secteur de l'ancienne mine à tungstène d'Ho Diab (x = 755.8 ; Y = 373.9).

III à-55 m de profondeur (Fig. III.1l.) est tracée dans une zone de broya­

ge. Elle longe la zone de cisaillement à N165 mais elle n'est pas rectiligne

puisqu'elle suit tantôt le cisaillement à N165 tantôt des fractures de type

Riedel à N150E (Fig. IIL12.). Cela implique la présence de plusieurs frac­

tures à N165E. En effet, à l'extrémité Sud de la galerie, au niveau du tra­

vers Est à -40 m, sont observés quatre filons de quartz sur 15 m.

3.2. Le champ filonien minéralisé

L'exploitation, par une société filiale de penarroya, des filons de

quartz minéralisés en tungstène qui démarra en 1954 fût stoppée net (6

mois après) par l'effondrement des cours de wolfram. Les travaux effec­

tués alors se résument en :

- un certain nombre de tranchées grattées le long des principaux fi­

Ions du champ.

- 3 puits profonds jusqu'à -90 m.

G : GJ!trIC

,. 13 : Trcvcrs banc

o i

135

G-55m

Puits 3

Fig. m.ll. Tracé de la galerie à - 55m.

t N

Fig. III. 12.

._ ...... fractuft . en

cisaillement

frac turc

Schéma interprétatif du tracé de

la galerie à - 55m.

136

- 3 km de galeries, travers bancs ou traçages divers.

La teneur d'exploitation était de 0,350/0W03. Récemment le B.R.P.M. a

entrepris des travaux de recherches visant à revaloriser les potentialités

de cette ancienne mine. Une campagne d'échantillonage et 13 sondages

carottés totalisant 3472 m furent exécutés entre 1983 etl985. Les esti­

mations donnent un tonnage de 351 000 T pour 1088 T de W03.

Les filons minéralisés dans ce champ s'organisent d'une manière gé­

nérale en plusieurs faisceaux délimitant les stocks granitiques mis en évi­

dence à cet endroit.

3.2.1. Le système filonien de Ras Mohamed.

Il est formé de deux faisceaux parallèles NNW -SSE séparés par une

zone dépourvue de filons larges de 200 m et que correspond à l'empla­

cement d'une masse granitique révélée par sondages carottés (Fig. III. 13.).

Dans ces deux faisceaux, une succession de tranchées de profondeur mé-

trique jalonnent les principaux filons (ceux dont la puissance dépasse 10 \ \

à 15 cm) et qui ont permis de mesurer leur pendage difficile à détermi- J'

~ ner ailleurs. Il importe toutefois de signaler que ces pendages ne sont

qu'apparents car établis sur des coupes (fronts de taille) verticales ne dé-

, passant pas 1 à 2 m. .

Le faisceau Est de direction générale N150-160E montre une struc-

ture arquée qui est plus accusée vers sa moitié sud.

Là, les filons montrent une orientation à N145-150 et un pendage de

85° à subvertie al vers l'Ouest. Le faisceau Ouest à l'affleurement paraît

moins prolongé que son congénère Est. Il montre également une configu­

ration tordue, bien illustrée par le filon F3 qui se prolonge sur 250 m au

Nord du puits III.

Ce faisceau montre une orientation générale à N150E et un pendage

de 80 à 85 vers l'Est.

Au niveau du système filonien de Ras Mohamed, nous disposons de

nombreux sondages carottés d'une longueur de 180 à 300 m surtout axés

sur le faisceau ouest (Fig. III. 14.). Ils étaient destinés à recouper la direc­

tion de filons minéralisés connus ou nouveaux pour les localiser. Nous

avons projeté sur un plan horizontal (niveau 0 m) l'ensemble de ces son-

\ ~~7\

RAS MOHAMEO

i ". \ ~.

". .,. '.-, '". "" ,

.•..

\

\

\ \ \

\

"-,

.,~ /

o !OOm ----\.

'\. '. ' ... "'.

\ \

\

\ . ~ p .. ,its

\ ?" \

# ~ ol,.lsd

~.:

o aY.Clarme laverie

~ attitude du fi16n (direc..'t iorl et oer.dage)

Fig. rn.13. Disposition des filons de quartz à Ras Mohamed dans le secteur de l'ancienne mine à tungstène d'Ho Diab.

\

138

Fig. m.14~

• Indice de Wolfrarnites

lrtdlCe oe To'urrnaline

o lnd'ice oe Greiser,

.... 'r"tombre dé' f i loris par trar.che de 1(!_~_ de sCl'ndage

travers banc Est-40 M

(oroJeté à CI ml

Projection sur plan horizontal des sondages carottés implantés à Ras Mohamed dans le secteur de l'anciennne mine à tungstè­ne d'Ho Diab.

RAS MOHAMEO

.... P. 2

N

-'

100",

139

dages dont on a renseigné les profils avec des critères qui soulignent une

activité hydrothermale particulière quelque soit l'encaissant: granite à

biotite, micro granite à biotite, cornéennes '" Ce sont les indices de wol­

framites, de sulfures, de tou~~ine et des greisen qui sont notés à l'exa­

men des carottes. Les faisceaux de filons et filonnets de quartz minérali­

sés sont visualisés par le cumul de leur nombre par tranche de IO m de

carottes.

Les histogrammes de fréquence montrent des maxima correspondant

généralement aux filons épais (> IO cm) associés à leurs filons et filonnets

de quartz à quelques centimètres.

Dans les deux faisceaux, les filons d'épaisseur décimétrique à pluri­

décimétrique sont peu nombreux et montrent une ouverture contempo­

raine avec d'autres filons et filonnets de quartz de puissance allant du mil­

limètre à quelques centimètres et qui leur sont obliques de IO à 20° (Fig.

ULIS.). Cette organisation souligne que le mécanisme d'ouverture est régi

lm

lm ---1

Fig. m.15. Schéma d'interprétation dynamique des filons de quartz obser­vés au niveau des tranchées au Nord des puits P3 (a) et P2 (b) (secteur de Ras Mohamed),

par un cisaillement senestre. De surcroît, les observations réalisées aux

fronts de taille des tranchées, aussi bien dans le faisceau Est que Ouest

t N

m.s +

~373.3 + 756

®

l "" \ "-1 \""\ \ 140 \ ." \

\ \

1 file;, de clIart. rnir,éralisé

trètYlchée

;fi' . déblaIs

~ tY"ave~s bar,C' f7s.t.-40 rn

0--- - - 5c;ndag9 carot t é

G5 " grei sen

lEiJ grar<1te·.lI biot i te al téré

Fig. m.IG. A - Disposition des filons de quartz minéralisés de la colline C5 dans le secteur de l'ancienne mine à tungstène d'Ho Diab. B - Travers banc-Est à - 40m recoupant l'eÀ'trémité sud du réseau filonien. C - Stéréogramme des filons de quartz minéralisés mesurés au niveau du travers banc Est à - 40m.

®

N

w :r ~.ob.:.. .. _ ss-.

.... 1-----

[ r 1L1_J _1\ __ J l , ,

uo fIG l'iO

't •• c, .....

no ~ ... ~'41~

, .. rIO edUII

'~s 't ... o.J ... c".ID-

rI!JO \, '.''-'

l!I] gral"'lite à biotite altéré

E] :fâcièS greiséYlisé

lZJ filoY" de oual'''tz minéralisé

\-~lJ\r[ ". ~,o 1 1 j •• / 1 1 1 J~. f \ \ 1, J:

J. ,,,. \ \ 1 l ". /.'s '1- 01 1 \oit \1- '6·

f1I' ,,- \1" \-fi' 'tlS \' J ~", ,~ ",. ." \10 UoU .... :1:: a.:..a.., &.:; $" ......

.,bf ,·10", ..., ,,. Il· l'as

c.:r-, .:''''' ,,Je.

E __ ---1..-_kJ ~I:s 3

1 :.·'.+'ç".<:r';" ',. 'J' - ,- :-_.- ":'?I~-' "I{" Il "fVII

_. ~.!.. .:...2.:.....±.... __ . , ........ _.' :ltmL._--, 1 1 l ,- T" r - ,

llO &.lQ ",. tSo 1 .&.'10

\ u-Il'' JIll 1'110 fC,f° JI ..

11" \of'

c:.dS" ....

... "ID,,~' "'" l ",1 ,. "<"('D) uf... "'''' .ri " f!-(,1 D-)

e..t.., c.~r, c:f,., c=z""' '"

..... -1'>-

Fig. m.17. Répartition des filons de quartz minéralisés le long du· travers banc Est à - 40m. A noter le gauchissement observé sur cer-tains filons.

1

142

montrent des cisaillements inverses aux épontes des filons (Fig. ). Or ce

mouvement est peu propice à l'ouverture des fractures et par conséquent

à leur remplisage ce qui justifie une meilleure connaissance de la "phy­

sionomie" des filons. Les corrélations entre les filons à l'affleurement et

en sondages ne sont pas réalisables à cause de leurs ramifications. En

plus, les données de sondages disponibles ne renseignent que rarement

sur la puissance des filons.

3.2.2. Le système filonien de la colline C5

Il est localisé à l'ouest de Ras Mohamed délimité par des fractures

subméridiennes senestres à N155-l65E. Les tranchées de surface n'ont

pas recoupé essentiellement que la moitié Est de ce réseau (Fig. III.16.a)

dont les filons montrent en général une orientation qui varie de N165à

N05E avec un pendage subvertical à 80 ouest. L'ouverture des filons est

contemporaine d'un jeu senestre, elle se fait suivant un mécanisme iden­

tique à celui observé à Ras Mohamed. Le travers banc Est à -40 m a quant

à lui recoupé l'extrémité sud du dispositif filonien, là où la densité des fi­

lons est notable 20 à 30% (soit 20 à 30 cm de filon, par mètre de comp­

tage). Le relevé de l'attitude des filons à ce niveau montre leur répartition

en un faisceau subverti cal (Fig. IIL16.c) disposé à cheval entre la bordure

du granite à biotite greisenisé et son encaissant métamorphique (Fig.

III.16.b). De nombreux filons montrent des gauchissements. Des jeux in­

verses sur épontes sont également observés (Fig. IlL 1 7.). Associées à cela

la présence de structures de bréchification soulignées par des digitations

quartzeuses empruntant les fissures et plans de stratification.

3.2.3. L'indice de la colline ouest CO

Cet indice est situé à l'extrémité ouest du gisement (Fig. IIL18.). Il

est constitué par une demi -douzaine de filons de quartz minéralisés en

wolframite. Ces filons ont entre 10 et 25 cm de puissance et possèdent

une direction moyenne N120 à l30E. Ils sont intrus ifs dans le granite à f''' .... ~,''- ,.,.~_,.".~~~'~\,., .~ ...... _~~ ... ""' ..... /" .• ~

biotite affleurant à cet endroit et qui a subi une imporlante altération hy-

drothermale. La roche a alors un aspect leucocrate, elle est kaolinisée et

755.2

143

+ + ;- 't

_- 4- -+ +

t;:I ~ granite à biotite

/ fi lOYI ne ouartz

Fig. m.IB. DispositiOn des filons de quartz dans la colline CO située à l'extrémité ouest dans le secteur de la mine d'Ho Diab.

\'f E

+ + +

+ +

+ + +

+ + +

Fig. m.19. Disposition des filons de quartz autour du pointement graniti­que de la colline ouest (CO).

t N

o 20m ----

755.4

, ~2

1

755.4

144

greisénisée à l'éponte des filons. L'attitude de ces derniers est représen­

tée sur la figure III.19. Les filons situés au Sud, montrent un pendage de

plus en plus important en direction du granite. bn des filons montre une

forme courbe bien soulignée par la variation du pendage.

3.3. Approche du mécanisme de' formation des filons minérali­

sés. ",;'

L'organisation du champ filonien d'Ho Diab en plusieurs faisceaux bor- .

dant des stocks granitiques'pourrait être expUqJ.ée par une différence de

compétence mécanique ,entre le granite et l'enoaissant métamorphique.

En effet, Ingles (1983) a montré expérimentalement que lorsqu'un maté­

riau composé de· milieux réhologiquement diffé~rents est soumis à une

contrainte, il secréee un cisaillement à l'interfabe avec une déformation

plus importante dans le' milieu le moins comPé~t. Si l'organisation spatiale des faisceaux filoniens peut être interprétée,

le mécanisme d'ouverture des filons pose problème. Les corrélations

entre les filons à l'affleurement et en sondage qui pourraient éventuelle­

ment apporter des éléments de réponse sont rarement réalisables puis­

que les données de sondages disponibles ne renseignent qu'exceptionnel­

lement sur la puissance des filons.

Le sondage HD 12 peut toutefois approter quelques indications ; la

combinaison entre les relevés de filons à l'affleurement, en travers banc et

en sondage permet de construire le schéma suivant (Fig. III.20.). Déjà, on

peut constater qu'il y a rétrécissement voir "dégénérescence" des filons

en profondeur. Ainsi le filon "F2" dont la puissance atteint 80 cm en sur­

face ne semble pas être récoupé par le sondage ou alors il est réduit à une

épaisseur d'ordre centimétrique.

Le raccord entre les filons à différents niveaux de profondeur est dif­

ficile à établir en tenant compte dy leur variation d'épaisseur et de leur

ramification. Dans l'hypothèse où le filon épais de 8 cm relevé en sondage

s'alignerait en continuité avec le filon "F2"" ou "F2":' sa forme générale

serait, dans les deux cas courbe et de ce fait comparable à celle consta­

tée au niveau de la colline ouest (co). Dans ce cas, les mécanismes de

formation des filons peut être interprété comme suit: d'abord, une initia-

Om

100

L

200

1

1

145

+'oj

+ ..

+ + granite ~ biotite !Hf zone br1y~c rEl

Fig. m.20. Coupe interprétative de J'évolution des filons de quartz en pro­fondeur.

+ + +

+ + +

+ + +

+ + + +

+ + + + + + + + +

Fig. m.21. Interprétation possible du mécanisme de formation des filons de quartz.

)

146

des fractures d'aspect courbe probablement conditionnée par la présence

de blocs granitiques. Ces fractures fonctionneraient ensuite en 'Jeu nor­

mal" qui pourrait être du à un relachement des contraihtes suivant immé­

diatement le mouvement de cisaillement (Fig. III.21.). De surcroît, ce mé­

canisme permet non seulement d'expliquer les mouvements inverses ob­

servés au niveau des filons mais égalem~nt leur serrage voire disparition

en profondeur.

3.4. Conclusion

A la lumière de ces observations certes fragmentaires, le style structu­

ral de l'ancienne mine à tungstène d'Ho Diab serait aux faisceaux de fractu­

res serrées et répétées, jalonnant le contact granite-encaissant métamor­

phique et qui constitue un lien privilégié pour l'expression de la fractura­

tion. Cette dernière joue en cisaillement senestre relayé par un mouve­

ment normal mettant en ouverture les fractures et donc favorisant la mise

en place de la minéralisation.

147

PARTIE IV

HYOROTHERMALISME ET MINERALISATION

148

IV - HYDROTHERMALISME ET MINERALISATION

1 - Altérations nées aux circulations fluides

1.1. L'altération micacée

Les différents faciès de l'unité granitique sont affectés par une trans­

formation deutérique exprimée principalement au niveau du granite à bio­

tite du secteur de l'ancienne mine à tungstène d'Ho Diab par la présence

essentiellement de micas blancs et de tourmaline. Cette altération qui se

fait progressivement peut prendre une ampleur considérable aboutissant à

de véritables masses greisenisées(1) ou se limiter à quelques centimètres

d'épaisseur en bordure des filons de quartz minéralisés en wolframite et

sulfures. Des faciès des greisens(2) fissuraux et de muscovitites filoniennes

sont également observés.

1.1.1. Pétrographie des différents faciès d'altération

1.1.1. 1. Le granite en voie de muscovitisation

La muscovitisation du granite peut se faire d'une manière diffuse af­

fectant la roche dans sa masse ou se limiter à la périphérie des filons de

quartz minéralisés ou des fractures. La roche altérée présente alors un

aspect leucocrate qui la nuance nettement du granite sain. Le passage de

la roche intacte à celle altérée est progressif, il se fait par:

- une destruction des minéraux potassiques notamment la biotite et

le feldspath K. Ce dernier ne subsiste plus qu'à l'état de reliques rempla­

cés par le quartz et la muscovite en proportions variables. Les biotites sont

également transformées mais progressivement en muscovites. Ces diffé­

rents remplacements se font selon les réactions suivantes :

3 orthose + 2H+ ==== muscovite + 6 quartz + 2K+

biotite === 1 muscovite + 2 quartz

(1) Le terme de greisen a un sens purement descriptif puisque le mécanisme généra­teur de ces faciès est autre qu'un processus de greseinisation. (2) idem

i,.J03 c" 69 7i02 C)E\. OC:

,:~, " 85 '33. :58

149

' ..... ,.63 .:~\ .. li)

.';)·4 Il 51 Tai.::!C>5 () . 00 (in 00 u.oo C.10

() .. ()()

0, 85 ;;J[1 •. t:5

!)" 00 i: '1 CC.'

Ca O. 00 (\ .. 00 Fe203 O. 0::-',

.) J. ". " 7i"7: U.46 C'.04 ().OO 0.40

:L.39 0.37 Sl'"fD2 (>" 01 ()"

IYll'"rO O. 00 () . i'lbD5 O. 37 ()

Oi:::: 00 -'1.'3

C) .. (>5 () .. (je)

0.31

()" (>5 0.00 0 .. i.~9

T (:tta i '3'::.-;. 50 f3~~ 55 99 .. 77

Tableau IV,l. Analyses à la microsonde Camebax des rutiles de la mine d'Ho Diab (Ech. 1S).

N 5 _

4 _

3 _

N 5 -4 -3 · 2 -1 ·

N 5 -4 -3 · 2 -1 -

N 5 -4 -3 -2 -1 -

~

r.:;-: :::. ',' .,' ...... ... ~ " ,

,,' ....

4

2

2

G SnOz

&

..... ..

Fig, IV,l. Histogramme des contenus en (Nb + Ta)20S, Fe203, Sn02 et W03 des rutiles de la mine d'Ho Diab comparé à celui de la mine de Monte Nemé. n = nombre de mesures, rutile de la mine d'Ho Diab, ruUle de la mine de Monte Nemé (Gouanvic, 1983).

.:: . ....

150

- les plagioclases sont les minéraux qui résistent le mieux au déve­

loppement généralisé de la muscovite.

Cependant. ils sont intensément transformés. généralement blanchis

(kaolinisés) ce qui rend difficile leur récupération en lames minces .

. Toutefois. certaines sections voient leur teneur en anorthite dimi­

nuer corrélativement au développement de la sérécite. Ramboz (1986)

évoque la réaction de substitution suivantes An + 0.105. Qz + ... --> 0.7

Mu.

- cristallisation importante de la muscovite aux dépens de tous les

minéraux du granite. quelque soit leur chimisme. Cette muscovitisation

s'accompagne du dépôt de quartz en individus mono cristallins ou en pla­

ges xénomorphes corrodant les minéraux en voie de transformation. Les

cristaux de tourmaline en quantité très accessoires sont également obser­

vés. Le processus d'altération s'accompagne d'une destruction complète

de la texture de la roche.

1.1.1.2. Les greisens fissuraux

Le relevé du sondage carotté HD9. oblique sur le tracé du travers

banc à -40m d'un angle de 5° et plongeant de 50° vers l'Ouest sur une

longueur de 299.9 m. a permis de distinguer du greisen fissural montrant

un contact flou avec le granite à biotite encaissant. Ces greisens corres­

pondent à une association symplectique du quartz et muscovite millimé­

trique montrant quelques traces de déformation (muscovite kinkée.

quartz avec extinction ondulante ... ) plus du rutile comme phase accessoi­

re se présentant en sections arrondies de 1 à 2 mm de diamètre. Les ana­

lyses microsondes de ce minéral (TabI. IV.1.) ont donné des teneurs très

faibles en Fe. Nd. Ta. Sn et W comparativement à celles contenues dans le

greisen de la mine à Sn-W de Mont-Nemé formée d'un cône sheet filonien

à l'aplomb d'un apex endogranitique porteur de la minéralisation métalli­

fère (Gouanvicl" 1983) (Fig. 'IV. 1.). Ces rutiles s'approchent plutôt de ceux

des prophyres cuprifères. Ces derniers (provenant de la destruction du

sphène, de la biotite des encaissants altérés) sont libres d'éléments

"polluants" (Williams et Cesbron, 1977 ; Czamanske et aL, 1981). Ils sont

en particulier dépourvus de niobium et tantale.

Nombre de . r15 fiions par 1

tranche de WO lDm

w

1

0 ::

" "

R

1 ::

1 ----::----t1-------14

l'~ 1

~'00

~ 150

['OC

D ~

l' .'

9rE;n. Sen

+

+

."

Jr~nlTe ~ b:otl:e

p:JUltS CE' mIne

~ - (,orner-'S' Cl el:: i lons

151

+ + +- -+ + v + +" ..

/ + ;1' 1-

/+ + +

+ i-

+ + +

+- + +

+

R recouoe ~déoart vers galerie à -55m.

E 9

· • 3 + + * t + · + + + + + , ,

+ + + i- t , ,

-___ TB- 40m + + + + •

+ + + + · + , · t + + + + ~ , , t- + + +

Fig. IV.2. Coupe interprétative du mode de formation de la masse grei­senisée présente dans le secteur de la mine d'Ho Diab.

152

1.1.1.3. Le greisen sous forme diffuse.

Il forme une masse blanchâtre large d'une cinquantaine de mètres et

localisée à l'extrémité ouest de l'apophyse granitique recoupée par le tra­

vers banc Est à -40 m (Fig. IV.2.). La roche est poreuse. d'aspect leucocra­

te. elle est enrichie en muscovite et montre des feldspaths kaolinisés. Son

contact avec le granite à biotite est progressif. Microscopiquement. la

roche est formée essentiellement du quartz et de la muscovite avec par­

fois de la tourmaline. Le quartz se présente d'une maniètre générale sous

deux habitus :

- en plages globuleux mono cristallines de 2 à 3 mm de diamètre in~

cluant parfois des petites paillettes de biotite. Certaines sections mon­

trent une auréole de nourrissage en silice large de 0.2 à 0,5 mm et jalon­

née de petites sections de muscovite (Fig. IV.3.).

- en cristaux xénomorphes inframillimétriques.

La muscovite montre plusieurs aspects :

- en facules colmatant des fissures dans la roche.

- en agrégats polycristallins de lamelles millimétriques xénomorphes

et entremêlées souvent souillées par des tâches d'xoydes de fer. li t~ è; ,1 "\"4

- en feutrage de petites lattes inframillimétriques q.~sociées à des ... "gouttes" de quartz. L'ensemble est de forme régulière moulant la forme

d'anciens feldspaths.

La tourmaline est une schorlite évoluant vers la composition de dravi­

te en périphérie(1). Elle apparaît en plages associées avec muscovites et

renfermant parfois des reliques d'oxydes ou d'anciens clivages soulignés

par des impûretés ferrifères. Les feldspaths sont généralement lessivés et

ne subsistent que par leurs cavités idiomorphes. L'échantillon ( ) renfer­

me des plages de jarosites riches en alcalins (3.9% Na20 et 4.87% K20)

et en aluminium (2.39%) parsemant la roche associées à des feldspaths

complétement pseudomorphosés, parfois ne subsistant qu'en reliques di­

lacérées par du quartz et de la muscovite (Fig. IV.4.). Des placages de cal­

cites sont également observés.

(1) cf. tourmalinisation.

153

our;ole du nourlssage siliceuse

- 1 1

~--~

/ biotite

quartz globule ux avec

a ureol e de nouriss age

. jalonn~( de cristaux de

muscovite

tourmaline -~~~--lR- __ muscovite

o

Fig. IV.3.

biotite·

- pore

Aspect microscopique du faciès greisenisè. observé au ni\'eau du travers banc Est à -40 m (Ech.19) (cf. figure IV.2)pour sa loca­lisation).

qua r t2 __ -+--'--

muscovite

plagjo,clase oltere

o Q.smm

pore.

f el ds palh.k kaolinis ~

jarosite

Fig. IV.4. Aspect microscopique du granite à biotite altéré au niveau du travers banc à -40 m (Ech.18) (cf. figure IV.2)pour sa localisa­tion).

154

La roche montre également des biotites résiduelles blindées dans du

quartz avec un rapport Fe/Fe+Mg = 54,48%) identique à celui des biotites

du granite encaissant ou encore en filets chloritisés jalonnant le clivage

des muscovites soulignant la réaction:biotite + quartz + H20 === muscovi­

te +chlorite.

A noter aussi la présence sporadique de baguettes de zircons zonés

d'environ 0,1 mm de long, également rencontrés dans le granite à biotite.

a. Processus d'individualisation du greisen diffus.

A la lumière de ces observations pétrographiques. le processus de

formation de ce greisen peut se présenter comme suit : d'abord une alté­

ration hydrothermale de l'apophyse granitique qui se marque par un enri­

chissement en muscovite et une de'stabilisation du plagioclase. Ensuite.

interviendrait une altération supergène qui va lessiver les sulfures. les

alcalins et le calcium (ces deux derniers sont déjà remobilisés par la

première phase d'altération) sous forme de jarosite et de calcite.

Le résultat final est une roche formée essentiellement de quartz et de

muscovite. La rareté des sulfures dans ce faciès en plus de sa porosité

concordent avec cette interprétation.

b. Relation entre le greisen fissural et celui d'aspect diffus.

La combinaison entre les relevés du sondage (HD9), du travers banc

Est à-40 m et de surface, a permis de dresser une coupe interprétative

de l'évolution du faciès greisenisé (Fig. IV.2.) : les fluides hydrothermaux

au cours de leur circulation à la faveur d'une préfracturation provoquent

un lessivage du granite encaisant suivant une série de réactions aboutis­

sant au dépôt du greisen fissuraI. La composition du rutile et le contact

progressif entre ces deux faciès corroborent cette assertion. Le télescopa­

ge de ces chenaux hydrothermaux suivis d'une altération supergène con­

duit à la formation du greisen d'aspect diffus vers le sommet de l'apophy­

se granitique.

155

1.1.1.4. Le faciès à muscovite dominante (muscovitite)

A la côte 234,5 m du sondage HD3 (Fig. IV.5.), un faciès à muscovite

dominante (muscoviti te) a été échantillonné. Il se présente en filons de

20 cm d'épaisseur jux: taposé à un filon de quartz dépourvu de minéralisa­

tion. L'ensemble est encaissé dans un micro granite à biotite.

, ! X

234·4

234.6

234.8-x 1

! (

;,' microgroni te ~ biotite

x 1 !

Fig. IV.5. Position dela _ mu scovi li l e dans le sondage HD3

Macroscopiquement, la roche apparaît beige claire et dotée d'une

structure grenue avec des cristaux de taille millimétrique. La muscovite

parsème la roche d'éclat brillant. Au microscope, seuls le quartz et la

muscovite sont observés. Celle-ci constitue et de loin la phase la plus

abondante avec une proportion modale pondérale de l'ordre de 88%. Le

quartz quant à lui ne dépase par 6%. Ce dernier est en cristaux: subauto­

morphes à globuleux: de 0,5 à 1 mm de diamètre. La muscovite est en

position intergranulaire par rapport au quartz. Elle se présente générale­

ment en lattes ou lamelles imbriquées de taille allant de 0,5 à 1,5 mm.

156

1.1.1.5. Conclusion

Le granite à biotite du gisement d'Ho Diab subit une importante alté­

ration hydrothermale aboutissant à des faciès composés de muscovite et

quartz mais à des. proportions variables. Cette altération se traduit par :

- une destabilisation précoce des biotites et fedlspath K en faveur de

l'association biminérale muscovite et quartz avec accessoirement de la

tourmaline et du rutile.

- transformation des plagioclases dont certaines sections sont rem­

placées par de la muscovite ou du quartz.

1.1.2. Approche géochimique de l'altération.

Les compositions chimiques moyennes du granite à biotite associé à

ses filons satellites micro granitiques et des différents faciès muscovitisés

sont consignées dans le tableau IV.2 . Elles permettent de comparer d'une

manière générale l'évolution chimique contrôlée par les variations minéra­

logiques subséquentes à l'altération.

Le granite à biotite d'Ho Diab, d'après les conclusions précédentes est

de type calcoalcalin, légèrement alumineux avec une composition des

biotites intermédiaires entre les pôles sidérophyllite-eastonite et anni­

te-phlogopite.

Au cours de la muscovitisation de ce granite, il y a diminution notable

des alcalins. un lessivage du calcium et une augmentation sensible de la

silice. Les faciès les plus riches en muscovite présentent en commun un

caractère potassique alors que leur contenu en sodium a régressé. L'alu­

minium augmente corrélativement à une baisse de la silice.

1.1.2.1. Choix des diagrammes chimico-minéralogiques

La destabilisation des feldspaths et la cristallisation du quartz et de la

muscovite constituent les transformations minéralogiques majeures qui

affectent le granite comme cela a été précisé lors de l'étude pétrographi­

que. Afin d'apprécier le degré de ces transformations nous avons opté

pour deux diagrammes chimico-minéralogiques complémentaires :

N

SiD2 m.203 F"e202-,Yi l'"1 0 riloO CaCj Na2D 1-<.20 Ti02 P20:-i PF

granlte oranlte saIn en VOle ce

fIllJ5CO\ll t 1 s·at l. orl

68. 59 70. 79 lI:" ..J. 12 l. 4. .93 3. 43 .:;:. 05 · \C_ •

· () . 05 (>. Oé: ., 08 O. c.- -. · .L. ... .J~

· -' ,-. 00 o. 81

· .,' ,J. 00 i . 3'+

· 4. 36 4. 18

" O. 46 O. 3~:i

· ,). é~() ,). 16

· . : . . 4'::' 1.. • 3. 56

157

grelsen grelsen diffus fi ".sl.t"r','31

75. 7~::: 65. lb .t 4 . 55 1'3. 98

O. 56 ;~. 27 (>. 01 (). 04 O. 27 ( ). 56 O. ()() ~) .. 08 o. 1 ~.g ,). ~:::3

1:1- .. 38 6. (>1 (> .. ;:::6 1). 52 .'~\ 0\9 ,). i,=:·4 ...• ~.~ .. I+~:; ~. 77 , • .J.

fIlUSCO\ll t 1 t 1;'2

45. 65 35. 55 . . 3/.,

O. (>3 ~) . 8i:::

O. 00 O. 4i:~

.1 O. 1 1 ., O. 59 O. 03 l~ " 7 cI

Tableau IV.2. Compositions chimiques moyennes du granite sain et des faciès muscovitisés.

N nombre moyen d'analyses

158

a) Diagramme Q-B-F

Le diagramme défini par La roche (de) (1964) est constitué par la

superposition de deux: diagrammes rectangulaires

* sur l'axe des abscisses est rapporté le paramètre F = K-(Na + Ca)

* sur l'axe des ordonnées sont reportés les paramètres Q = Si/3 - (K

+ Na + 2Ca/3) et B = (Mg + Fe + Ti). le premier selon le sens ascendant

de l'axe, le second selon le sens descendant.

Ce diagramme oppose le feldspath K et la muscovite au plagiocalse

sur l'axe des abcisses, le quartz et la biotite se situent sur l'axe des ordon­

nées avec B = 0 pour le quartz et F voisin de 0 pour la biotite.

b) Diagramme Q3-B3-F3

Dans ce diagramme, les cations majeurs répartis en trois variables

multicationiques

Q3 = Si + 7 AL/2 - 9 Ca - 13 (Na + K)/2

B3 = 7 AL/2 + 7 Ca + 7 (Na+K)/2 + 8 (Mg + Fe + Ti)/3

F3 = AL + 3 Ca + 4 (Na+K) - 5 (Mg + Fe + Ti)/3

Le quartz, biotite, feldspath et muscovite occupent les quatre som­

mets d'un losange Q3-B3-F3 (Fig. IV.6).

Ce diagramme à l'inverse du précédent permet de distinguer le rôle

du feldspath K et de la muscovite.

1.1.2.2. Les tendances évolutives de l'altération du gra­

nite.

Dans le diagramme Q-F les points représentatifs du granite sain se si­

tuent dans le domaine des granites calco-alcalins à biotite (Fig. IV.6.a).

Ceux caractérisant les faciès en voie de muscovitisation, individualisent

dans ce diagramme un trend ascendant (A) de pente positive et qui inter-

Q .5 00, \ 8: -400

14r~i~ 1 /; .(601 1.

300+ " ,;/ l"~ Ir,o.:n // / I() 1 14·1)

// / J'I.~J

/," 1 1

{lUI 1 /! () ~

A ,œ' ,115.1 ) -,'B ~G

2' / ... - -. " , r / ,'" .... "-

JJ ~11.' ,/ " '\' J 1 / (t , Al cl\

(S.lJ~ 1 (3Jl) (m, \

~~/ / \\

.,,' \~,.' .. ' ........ ./'c:e\ .. 'l \

. '1I''ll-.11'" ,\

.. ,,,,,,-,.. .." c. ",~" .. " .. " ' . 6, r ( • ~,(.~\{\

(.\)\(.0

'00

- 200 . 100 .100 200 300

F • Ot"ar'lte saln

<1 nr.;l!rllte erl VC'lP. dE' UlltSCt;'Vltls~tlÇ,r. o pre15e~ d'a50~ct dif~us

CI l)rE:)Sen fis,'Llr,:,l

o rnuscc.'Vltltt'"

(W(ppml)

Fig. IV.G. Diagramme Q-F (a) et Q3, 133, F3 (b) montrant la I1lllscovilisa­Uon du granite à biotite d'B. Diab, G = faciès résultant de la museovltlsatlon d'assemblage feldspa­thique. 1 = faciès résultant de la museovltisation du granite à biotite d'Ho Diab.

G 50

\

\ \

3CJ

, ~

--.,-[l~,. \ ... - U CI

o ' CI

~ *

'e)

\

<J, So

'c) \ . \

,\

;.-

Q* 3

01 (!)

160

secte la droite quartz-muscovite au point 1 de composition (60% quartz.

40% muscovite). Cet assemblage comporte un excès de quartz par rapport

à celui qui résulterait de la muscovitisation uniquement de feldspath

(point G du diagramme). Le bilan de la muscovitisation doit tenir compte

d'autres faits; notamment la transformation de la biotite et du plagioclase

en muscovite. ce qui accroît l'importance de cette phase dans le bilan

final ou encore la conservation du quartz granitique qui. avec les silicifica­

tions tardives. entraîneront cette augmentation du quartz.

a) Le granite en voie de transformation.

Le diagramme Q-F met en évidence une certaine dispersion des

points du trend A. selon deux tendances Al et A2.

* La lignée Al. souligne une transformation directe du granite par

muscovitisation simultanée de tous ses minéraux.

* La lignée A2 traduit:

- un enrichissement en silice consécutif à la muscovitisation

- un comportement différentiel des plagioclases et du feldspath po-

taSSique au cours de l'altération.

L'enrichissement en silice aussi bien que le remplacement tardif du

plagioclase ont été soulignés lors de l'étude pétrographique. Sur le plan

chimique les échantillons de la lignée A2 montrent un rapport Na/K élevé

relativement à celui des échantillons de la lignée Al. Ce fait permet déjà

de mettre en évidence le rôle de la muscovitisation tardive des plagiocla­

ses dans l'individualisation de la ligne A2 sans pour autant écarter l'action

d'une éventuelle silicification.

Le diagramme Q3-B3-F3 qui de3crimine entre quartz et feldspath

permet de mieux trancher entre ces deux hypothèses. En effet. les deux

lignées Al et A2 sont ici confondues (Fig. N.6.b) ce qui permet d'avancer

que:

- seule une muscovitisation tardive des plagioclases est à l'origine de

la lignée A2.

- l'effet d'une éventuelle silification associée à la muscovitisation est

le même dans les deux lignées.

- La lignée A2 converge vers le même point 1 que la lignée Al et donc

161

aboutissent au même bilan global.

Les différentes étapes ont été enregistrées par Ramboz (1980) lors

d'un phénomène d'altération comparable affectant le granite de

Saint-Cierge (MCF).

b) Les faciès enrichis en muscovite.

Une virgation latérale issue du granite en voie de muscovitisation

permet d'aboutir au greisen fissural relativement plus pauvre en quartz

que les échantillons de composition l (Fig. IV.6.). Cette évolution secon­

daire peut traduire éventuellement une évacuation de la silice lors de la

muscovitisation du granite. Il a été montré lors d'une étude comparative

de bilans géochimiques des processus de greisenisation diffuse et fissurale

que les faciès développés dans le second cas sont appauvris en quartz par

rapport aux faciès équivalents dus à une greisenisation diffuse (Charoy,

1979) (Fig. IV.7.) ceci implique deux possibilités:

- une mobilité relative de la silice.

- l'apparition conjointe de veines quartzeuses et de faciès muscoviti-

sés.

Le cogénitisme de ces deux faciès a été confirmé dans le cas de Clig­

ga Head (Ibid) par l'identité des carctères des phases fluides associées.

Il est possible d'invoquer ces postulats pour expliquer l'apparition de

faciès monominéraux notamment la muscovitite intimement associée au

filon de quartz et qui prolongerait la tendance B (Fig. IV.6.). En effet, la

mobilité du quartz favoriserait la formation de faciès à quartz ou à musco­

vite seuls et qui peuvent montrer une organisation spatiale régulière ou

non. Cette hypothèse certes séduisante ne peut à elle seule expliquer

cette disposition. Il pourrrait y avoir éventuellement une précipitation di­

recte à partir d'un fluide très alumineux.

1.1.2.3. Caractérisation chimique de la transformation

du granite.

La greisenisation et l'altération micacée correspondent aux deux

principaux processus d'altération deutérique responsable de la muscoviti-

162

sation du granite. Ces phénomènes ont été étudiés d'une manière détail­

lée respectivement par Charoy (1979)) et Ramboz (1980).

Bien qu'aboutissant à des faciès très proches à quartz et muscovite.

ces deux types d'altération se font selon des mécanismes génétiques et

des tendances chimiques bien distinctes~

a) La greisenisation

Elle s'effectue en deux étapes:

- d'abord, par remplacement des phases potassiques (biotites et feld­

spath K). L'albite reste stable et tend même à se développer.

- ensuite. c'est l'albite qui se destabilise en faveur du quartz et de la

muscovite.

bl L'altération micacée

Au cours de ce processus. il y a transformation progressive mais

simultanée de toutes les phases silico-alumineuses du granite y-compris

l'albite.

L'apparition de faciès enrichis en muscovite et accessoirement apati­

te et wolframite ou scheelite. soulignant des fractures.

Les lignées de différenciation traduisant ces deux types d'altération

sont figurées sur le diagramme Q-F de la figure N.7 .

c) Nature de l'altération

Les points correspondants aux faciès dérivés de la muscovitisation du

granite s'agencent selon une lignée nettement superposée à celle de

l'altération micacée (Fig. N.7.).

Les faciès enrichis en muscovite de la tendance B posent le problème

de leur filiation. A défaut d'arguments décisifs, ils pourraient S'individuali­

ser à partir du granite en voie de muscovitisation avec conjointement une

mobilité de la silice.

163

Q 400

350

= » 1

;:::=-:::_2 300

_ » 3

greisen diffus 150

2 greisen fissurai

J : al r~rat ion mi"::1cée F

de Sail1t-Cipr)!è -100

Fig. IV.7. ComparaisOn enu-e différents types de greisen et altération micacée.

1.1.2.4. Evolution du tungstène au cours de l'altération

micacée.

a) dans le granite

Les analyses chimiques du granite non modifié par l'altération don­

nent des teneurs en Sn et tungstène qui font de lui un granite normal

dans la classification de Tischendorf (1977) (TabI. IV.3.).

W ~PM)

100

50

Fig. IV.S.

164

o

[)

o

o o

o

() ()

()

1 10 20 Rb/Sr

Evolution du tungstène en fonction du rapport Rb/Sr dans les différents faciès du granite à biotite du secteur de la mine d'Ho ~. .

• grartlte sain

o greisen diffus

[J

o greisen fissuraI

mttscovitite

165

Sr (ppm) W(ppm) Rb (ppml granite

d'H. Diab <1 à3,5 1,7 à4.8 158-189 Clarke 4 1 120

granites précurseurs lOi 5 3± 1,5 250± 50

Tableau IV.3. : Teneurs de certains éléments traces

- dans le granite d'Ho Diab, cf. tableau

- clarke )

- granites précurseurs d'après Tischendorf (1977)

b) Au cours d'altération micacée

Le rapport Rb/Sr qui exprime la proportion relative de muscovite par

rapport au feldspath, évaluant en l'occurrence le degré d'altération, a été

confronté au tungstène (Fig. IV.S.). Il en résulte une corrélation positive

entre les deux paramètres, ceci implique :

- le granite d'Ho Diab ne peut être retenu comme source du tungstène

et donc responsable des minéralisations filoniennes dans le gisement.

- les teneurs en tungstène dans les faciès altérés tiendraient plutôt à

des circulations hydrothermales.

1.1.2.5. Conclusion

Le granite à biotite d'Ho Diab subit une altération de type micacée qui

se manifeste par une muscovitisation progressive mais Simultanée de tou­

tes ses phases silico-alumineuses et plus tardive des plagiocalses par rap­

port aux autres phases minérales. Le produit résultant est un faciès analo­

gue au greisen avec quartz et muscovite et accessoirement du rutile et de

la tourmaline. Des faciès à muscovite dominante peuvent apparaître, favo­

risés probablement par la mobilité de la silice.

Les fluides hydrothermaux à l'origine de l'altération micacée sont

porteurs du tungstène.

166

1.1.3. Géochimie des micas.

Les muscovites étudiées sont issues des différents faciès d'altération

du granite d'Ho Diab. Elles ont fait l'objet d'analyses ponctuelles à la mi­

crosonde éléectronique (Camebax) (Tabl. IV.4.).

1.1.3.1. Rappel cristallochimique

Les micas blancs diactoédriques peuvent être décrits en fonction des

types de substitution par rapport aux trois pôles principaux :

Muscovite: (Si6 Aq020) AL4 K2-(OH)4

Céladonite : (SiS020) AL4 (OH)4 R2

Paragonite : (Si6 AL2020) AL4 Na2 (OH)4

. Substitution phengitique : AL3+ === Si4+

L'excès de charge ainsi créé est compensé en site octaédrique par

l'introduction des cations divalents (R2+) en remplacement de AL VI.

Le taux de substitution phengitique est évalué ainsi :

% mole céladonite = 100 (SiIV - 6)/2

. Substitution paragonitique : K+ === N2+

Elle concerne les sites interfoliaires, c'est le passage de la muscovite

à la paragonite

% mole paragonite = 100 (Na/Na+K)

1.1.3.2. Les muscovites dans les différents faciès alté­

rés.

Toutes ces muscovites montrent des caractères assez phengitiques

avec des taux de substitution variables. Leur taux moyen de remplissage

interfoliaire est de l'ordre de 1,S (sur 22 oxygènes).

5

167

0

•

o

0

• ° 0

•• 0 0

•••• 0 , ~ • .. tl • •

Fig. IV.9. Distribution des muscovites dans le diagramme Ti02-Fe2û3-Mgo de Monier et al .. 1985.

• ~ o •

0 • .. .~. ·0 • 0 ct •• • • • 0 • • 0 0 • • 0

5 10

Fig. IV.lO. Distribution des muscovites du granite altéré dans le dia­gramme taux de céladonite :.!li taux de paragonite.

"1,-\ .t Vu l ~

MgO

8

Si- 6 2

168

a} Le granite en voie de muscovitisation

Les muscovites de ce faciès peuvent être répartis en deux types: Mul

(muscovite en épitaxie sur les biotites) et MuII (autres muscovites secon­daires).

Les muscovites Mul montrent une distribution arquée avec un pre­

mier segment (a) caractérisé par des muscovites riches en Ti montrant

des variations notables de cet élément pour un rapport Fe03t/MgO pres­

que constant (Fig. N.9.).

Le deuxième segment (b) souligne une évolution vers des composi­

tion plus appauvries en Ti corrélativement à une augmentation du rapport

Fe03t/MgO.

Le degré de substitution paragonitique est exprimé par le diagramme

(céladonite-paragonite) (Fig. N.IO.). Le pourcentage en mole paragoniti­

que et peu important et varie de 4 à 7%. Le taux de céladonite montre

une large gamme de variation entre 3 et 15%. L'ensemble des points re­

présente un trend bien marqué par une corrélation linéaire négative.

Leur projection dans le diagramme (Fe + Mg) vs (Si - 3 + Ti)

(Ramboz. 1980) qui pennet de préciser la valence du fer incorporé dans

les muscovites est située d'une manière générale au-dessus de la droite

des phengites (Fig. N.ll.) indiquant que le fer est dans une large mesure oxydée.

Les muscovites MulI prolongent le segment (b) des Ml vers des

compositions dépourvues de Ti et relativement plus riche en Fe. Leur taux

de céladonite varie entre 5 et 12% pour un taux de paragonite comparable

à celui des Mul. Elles occupent dans le diagramme (Fe + Mg) Y§. (Si - 3 + Ti) un champ plus ou moins centré sur celui des Ml.

169

Fe+Mg

0.25 / /

• o .

0.15

o

• al

aos

1 1

0.5 0.1 0.15 0.20 0.25

Fig. IV.ll. Position des muscovites du granite altéré dans le diagramme (Fe + Mg) Dl. (Si - 3 + Til (Ramboz. 1980).

b) Les faciès muscovitisés

b-1) Le greisen d'aspect diffus

si-3 +TI

Les muscovites de ce faciès forment un alignement de points nette­

ment superposable au champ des MuII et à la branche (b) des Mul (Fig.

IV.12.). Dans le diagramme de la figure IV. 13., elles soulignent une bonne

corrélation négative de pente identique à celles des muscovites précé­

demment définies. Leur Fer est dans la plupart des cas sous forme triva­

lent comme le montre le diagramme (Fe + Mg) vs (Si - 3 + Ti) (Fig.

IV.14.).

5

170

Fig. IV. 12. Distribution des muscovites du greisen et des muscovites dans le diagramme Ti02-Fe2û3-Mgo de Monier et al .. 1985 .

•

Fig.

•

5

o o

•

o o •• 0

• •

10

o

•

IV. 13. Distribution des muscovites du greiseh et des muscovites dans le diagramme taux de céladonite ~ taux de paragonite.

• arelsen oiffus

MgO

Si-6 2

Fe+ Mg

025

0.2

OlS

03

-0.05

o.()s

o

:JO

~ -[] .-;/"

0.1

171

0.15 0.2

/ ./

0.25

Fig. IV. 14. Position des muscovites du greisen et des muscovitites dans le diagramme (Fe + Mg) Y§. (Si - 3 + Ti) (Ramboz. 1980).

b-2) Les muscovitites

Les muscovites de ce faciès forment dans le diagramme

Ti02-Fe03t-MgO (Fig. IV.12.) un trend presque linéaire orienté oblique­

ment par rapport à la tendance générale des muscovites aussi bien du

granite en voie de muscovitisation que du greisen. Elles soulignent une

dérive vers le pôle magnésien. Ce caractère pourrait reflèter une variation

de la composition du fluide dont l'interaction avec le granite entraîne la

néoformation de ces micas. Ces derniers se situent nettement au-dessus

de la droite des phengites dans le diagramme (Fe + Mg) vs (Si - 3 + Ti)

(Fig. IV.14.) avec un fer essentiellement trivalent. Leur taux de céladonite

varie entre 6 et 13% pour un pourcentage en paragonite presque constant de l'ordre de 6,2%.

172

1.1.3.3. Conditions physiques de cristallisation

Lambert (1959) a montré que le taux de paragonite dans les micas

blancs métamorphiques décroît avec la température. La combinaison de

ce thermomètre avec le géothermobaromètre de Massone et Schreyer

(1987) permet d'approcher les conditions de pression et température de

cristallisation des muscovites des différents faciès altérés.

Il en résulte (Tab. IV.5.) que la formation de ces micas dans le granite

en voie de muscovitisation et dans celui greisenisé est contrôlée par le

mêr;ne couple (P-T) dans une gamme de variation entre 300 et 400°C et

0,5 à 1,5 Kb. Ceux de la muscovitite cristallisent à des conditions de P et

T plus limitées ; respectivement entre 340 et 380°C et 0,8 à 1,3 Kb.

% paragonite temperature (OC) nression (PH20 - Pt' en voie de

muscovitisation 4,3-7,3 300-400 0,5-1,5 greisen 4,2-7,5 - -

muscovitite 5,6-6,9 340-380 0,8-1,3

Tableau IV.5. : Conditions de P et YO de cristallisation des muscovites

des différents faciès d'altération du granite d'Ho Diab.

1.1.3.4. Conclusion

Les muscovites du granite en voie d'altération micacée et du faciès

greisenisé montrent une grande homogénéité de composition et d'évolu­

tion chimique. De surcroît, elles sont contrôlées par les même conditions

de pression et de température.

Néanmoins, d'après des considérations d'ordre texturaI confirmées

par les données chimiques, il a été possible de distinguer deux types de

muscovites : Mul et MuH.

Les Mul composées d'abord de teneurs élevées en Ti pour un rapport

Fe/Mg constant évoluent ensuite vers le pôle ferrique tout en s'appauvris­sant en Ti.

173

Les MuII accentuent cette deuxième tendance jusqu'à des valeurs

nulles en Ti. Les muscovites du faciès greisenisé qui n'est autre que le

terme ultime de l'altération micacée du granite se superpose exactement

sur la tendance ferrifère. Enfin. les micas des muscovitites qui dessinent

un trend bien démarqué des précédents etorienté vers le pôle magnésien.

Ils montrent une plus grande variation de leur contenu en Fe3+ et une

corrélation % paragonite-% céladonite relativement horizontale par rap­

port à celles des muscovites précédentes.

Il semble qu'il faille inféoder cette tendance magnésienne à une va­

riation dans la composition du fluide en interaction avec la roche.

1.2. La tourmalinisation

C'est un phénomène post-métamorphique pénétratif dans les schis­

tes encaissants du gisement d'Ho Diab où elle traduit un remplacement

différentiel de l'alternance quartzo-phylliteuse. Cette tourmalinisation lar­

gement répandue à l'échelle du gisement peut être opposée à celle con­

trôlée par les fractures et filons de quartz qui ultérieurement collectent et

véhiculent les fluides borés.

1.2.1. Tourmalinisation précoce non liée aux structures cas­

santes.

Elle affecte les formations schisteuses du secteur de l'ancienne mine

d'Ho Diab où elle se traduit par un remplacement voire une surcharge des

niveaux phylliteux selon leur épaisseur et simples irrégularités. L'abondan­

ce du borosilicate dans la roche dépend de l'importance des niveaux

quartzeux qui généralement limitent son développement (Pl.U ph.t)

Ce processus est d'expression précoce puisque les formations tourma­

linisées sont recoupées par les filons de quartz minéralisés.

1.2.2. Tourmalinisation liée aux facteurs structuraux.

Elle est plus tardive et de portée spatialement limitée. Elle se

développe au sein des filons de quartz ou dans leurs voisinages immédiats.

174

1.2.2.1. Dans le filon de quartz

La tounnaline est le plus souvent zonée avec un coeur brunâtre et une

bordure jaune verdâtre. Elle est omniprésente dans le filon en plages su­

bautomorphes triangulaires de taille millimétrique ou en sections aciculai­

res disposées normalement à l'éponte du filon. Ces dernieres peuvent

fonner un fin feutrage de salbande ou s'amasser en touffes aboutissant à de

véritables tounnalinites (Pl. II. ph. 2-3).

1.2.2.2. En bordure des filons

Quelque soit la nature de l'encaissant: schisteux. coméifié. granitique

(Pl. II, ph. 4-5-6)la tourmaline se développe à partir des épontes du filon

du quartz par remplacement généralement des phyllites. Ce mécanisme

fréquemment observé (Nemec, 1973 ; Lister, 1978 : Noyé, 1985) peut se

traduire par la réaction suivante:

phyllites + fluides borés ==== tourmaline + chlorite + K20 + rutile ...

La cristallisation de la tourmaline est accompagnée par une chloriti­

sation du mica concerné et par l'expression du rutile parfois en cristaux

accumulés au voisinage de la tourmaline néoformée. Ce fait souligne la non

incorporation du surplus du titane dans le réseau cristallin du borosilicate

dans les conditions thermodynamiques de ces cristallisations.

Dans le greisen d'aspect diffus, la proportion de la tounnaline est no­

table (environ 4%) avec une répartition plus homogène à l'échelle de la

roche par comparaison aux autres faciès, où elle montre un

caractère très ponctuel et un taux dépassant rarement 1%.

1.2.3. Rappel cristallochimique

1.2.3.1. Généralités

Chimiquement, la tourmaline peut être définie par la formule généra­

le suivante (Povendra, 1981) : X Y3 Z6 (Si6 018) (B03)3 (OH, F04) avec

l'occupation de sites :

175

x = Na+, K+, Ca2+, Mg2 +

y = Fe2+, Mg2+, Mn2 +, Ti4+, Fe3+, AL3+, Cr3 +

Z = AL3+, Fe3+, Mg2+, Fe2 +

Les analyses chimiques ont été effectuées à la microsonde Camebax

(Tab. IV.6.). les formules structurales ont été calculées sur une base de

24,5 oxygènes. "Cette procèdure donne des résultats identiques à celle

qui consiste à paramètrer la teneur (inconnue) en B203 et à optimiser les

analyses structurales en contraignant le bore à la stoechiométrie"

(Marignac,1985).

1.2.3.2. Substitutions combinées.

Foit et Rosenberg (1977) ont défini l'équation générale des substitu­

tions combinées ,règlant le chimisme des tourmalines de la série schorli­

te-dravite soit : H. R+, R2+ === R3+, • (1)

R+ = Na+ + K+ + 2Ca2+ + 2 Mg2+ ...

R2+ = Fe2+ + Mn2+ + Ca2+ + Mg2 + ...

R3+ = Fe3+ + AL3+ + 4/3Ti ...

• = site libre

Les auteurs séparent cette équation en deux réactions de substitu­

tions complémentaires:

a) R+, R2+ === R3+, • (2)

Cette substitution va du pôle des schorlites-dravites aux tourmalines

synthétiques à alcalins libres (R3+, R2+2) 6R3+ (B3Si6027(OH)4).

b) R3+=== R2+ (3). L'excès de charges (+) est neutralisé par la baisse

en OH- et l'augmentatiuon en 02 soit: R2+ , OH- === R3+, 02-.

Cette réaction relie le pôle schorlite-dravite aux "tourmalines défi­

cientes en H+".

Schorli te

FeOt ..-;- 80 ~ ;)

CaO

,

XFCbi = 6 5.6 ï.

SJ)

FeOt ---c m b • • 0 filons de ol.~a~ .. t z

c m b ~

rnlYférallses

veil"le à ouartz

grelserl

176

Liddicoolit e

-----

XFCbi = 55.71.

• corr,eeYty,es

+ granlte à biotite

--------

MgO

MgO

MgO

.A Shlstes

• shistes micacés ey, bordure

des fi loris

Fig. IV. 15. Position des différents types de tounnalines dans le diagram­me de classification CaO-FeOt-MgO

177

1.2.4. Classification

Quelque soit le support pétrographique, les tourmalines d 'H. Diab ont

des compositions intermédiaires entre des schorlites (pôle ferrifère) et

dravite (pôle magnésien). Les tourmalines des filons de quartz aussi bien

que celles du faciès greisenisé montrent une évolution du pôle ferrifère

vers celui magnésien, qui s'inscrit au sein même du cristal (Fig. IV.15.a).

La composition des tourmalines du granite altéré comme celles des

cornéennes encaissant les filons à un niveau inférieur aux schistes varient

en fonction du rapport Fe/Fe+MG dans les biotites de ces roches (Fig.

IV.15.b) justifiant les observations pétrographiques quant à l'origine de

ces borosilicates. Enfin, les tourmalines de remplacement dans les schis­

tes montrent une répartition étalée entre les pôles ferromagnésiens rela­

tivement à celles correspondant au même support mais riche en micas en

bordure des filons de quartz (Fig. IV.15.c).

1.2.5. Variations chimiques

1.2.5.1. Diagramme Fe-Mg-(AL-6)

La répartition des tourmalines filoniennes da;ns le diagramme

Fe-Mg-(AL-6) (Fig. N.16.) suggère une évolution biphasée de leur cristalli­

sation:

- d'abord, une transition progressive schorlite-dravite accompagnée

d'une diminution de AL3+. Cette différenciation se retrouve à l'échelle du

cristal où l'on passe généralement d'un coeur riche en aluminium vers une

bordure plus riche en Mg/Fe.

- pour les tourmalines de composition proche des dravites, on obser­ve du centre vers la bordure du cristal une augmentation de AL3+ au dé­

pens du Fe et Mg.

Les tourmalines du granite altéré et celles du faciès cornéifié mon­

trent une distribution étagée dans ce diagramme (Fig. IV.16.b) liée à leur

rapport Fe/Mg qui est inhérent de la composition des biotites à l'origine

de ces phases qui tendent toutes vers le pôle alumineux.

e

e " e

Mg 2+

Fe2•

..

Al: 6 50 Mg> Fig.

Fe 2.

+

+ +

t +

~

1 • 1 , ~ .

1

 1

1 ~

IV.IG. Evolution des différents types de tourmalines dans le dia­gramme Fe2 +-M,g2+_(AL-6).

1

Â

~

Fe 2.

Â

50

....,J (Xl

179

Les tourmalines des schisteset schistes micacés en bordure des fi­

lonsmontrent deux tendances globalement normales. Ces dernières ten­

dent vers le pôle alumineux avec réduction de la fraction (Fe, Mg). Les

tourmalines des schistes évoluent essentiellement en fonction du rapport

Fe/Mg. L'aluminium ne subit pas de variation notable (Fig. IV. 16.c).

1.2.5.2. Diagramme R+ + R2+ vs R3+

La projection des tourmalines des différentes occurences énumerees

dans le diagramme R+ + R2+ ~ R3+(Foit et Rosenberg, 1977) montre de

prime abord qu'elles sont influencées par les deux substitutions: vers le

pôle dépourvu d'alcalins et vers le pôle déficitaire en protons H+.

Une analyse plus détaillée de ce diagramme montre qu'à l'échelle du

cristal, les tourmalines filoniennes évoluent en deux temps:

- d'abord un enrichissement du coeur vers la bordure en R+ + R2+

corrélativement à une chute de R3+ (déficit en alumine). Le caractère

peut être associé à une baisse de température (Cuenin, 1987).

- ensuite c'est le phénomène inverse qui se produit avec cette fois

une tendance vers le pôle C que semble esquisser également la tourmaline

des veines à quartz.

Les tourmalines du faciès greisenisé relatent les mêmes tendances

signalées ci-dessus. Le comportement des autres individus est plus aléa­

toire indiquant l'influence simultanée des deux substitutions.

1.2.6. Approche des modalités de la tourmalinisation.

La tourmalinisation peut se faire selon deux modalités susceptibles de

se superposer :

mobilisation du bore emmagasiné dans les schistes

(tourmalinisation à grande échelle).

- circulation des fluides borés à la faveur de fractures et filons de

quartz.

Dans le premier cas, la quantité du bore mobilisé est considérable et

uniformément répartie pour être apportée et distribuée à partir des frac-

~ ..l~ J.+ 1 R+t< = (2Co+tJa-ttc+~1g+Mn)

3.5

3

2.5

.@ ~

\

'\ "" '. \'"" ,

".

"

6.S

\ -p\ -

e '\ \

, ,

"

~"'. '\.'''.Çl

\~.t. p~

m "

3.5

3

2.5

f·t+R2+

,'i;I ~.J

, '.

-"'"

+'

\

+

lB

\ \

(il

...

"

'" "-"" (j "

"

" " +

.. (J

\ +

li ~\J +.

+e

+ e ~(t

j +

\ + \ , ,

,

"" ...

Fig.

~ -P",

® 7 7.5 .30- l

R =(4'5 Ti +At.:) '.S

IV. 17. Evolution des différents types de tourmalines dags le dia­gramme des substitutions co m binées R+ + R2+ vs R + (Foit et Rosenberg, 1977).

, •

. ~

fi

, ' +

\@

7

,

~

"- , , 'o.

'.

.cg

7.S

....>

CO o

R 3+

181

tures. Un cas analogue a été noté par Noyé (1985) dans le district à Sn-W

de Saint Melany (Ardèche). Cette tourmaline précoce semble traduire une zone d'influence thermique qu'on peut attribuer aux apophyses graniti­

ques surgissant du batholite sous-jaccent d'Ho Diab.

L'arrivée alors ou la percolation du fluide boré provoque la rétromor­

phose des micas, selon la réaction :

muscovite ± biotite + fluide boré ==== tourmaline + K20 ± rutile ± chlorite

Le K20 peut servir à former de la muscovite hydrothermale.

Dans le second cas, les fractures et filons de quartz servent de voies

de circulation au fluide boré qui peut percoler vers l'extérieur

(tourmalines d'éponte) ou à l'intérieur de ces structures (filons et veines

de quartz à tourmaline).

1.2.7. Conclusion

Deux types de tourmalinisation peuvent être mis en évidence à H.

Diab, intervenant selon des mécanismes:

- une tourmalinisation primaire et précoce affectant les schistes

indépendantes de facteurs structuraux et qui est liée à une remobilisation

thermique d'un stock boré probablement préexistant.

- une tourmalinisation secondaire liée à l'arrivée de fluides borés

(lessivage profond latéral ... ) percolant vers l'extérieur ou l'intérieur de

leurs voies conductrices. Au sein des filons, la tourmaline montre une évo­

lution marquée par l'enrichissement en (R+, R2+) et l'appauvrissement en

R3+ bien enregistrée à l'échelle du cristal et qui serait contrôlée par une

diminution de la température. C'est la tendance magnésienne dans le dia­

gramme Fe, Mg, (AL-6). Ensuite, il y a inversion de tendance vers des

compositions plus riches en R3+ corrélativement à une baisse de (R+,

R2+) qui serait liée en l'occurence à une augmentation de la fugacité d'02.

182

2. Etude des minêralisations dans le champ filonien à wolframite

d'Hassiane Diab.

2.1. Introduction

Le champ filonien minérlaisé est situé à 2 km SW du village d'Ho Diab.

Il se présente en plusieurs faisceaux formés chacun de filons principaux

de puissance moyenne (20 à 60 cm) et par un grand nombre de filonnets

de puissance inférieure formant un réseau entre les filons précédents.

L'ensemble recoupe le granite et son encaissant.

Ces filons présentent le même aspect général. En effet, le filon de

quartz diaclasé contenant la minéralisation métallique est encadré d'épon­

tes à micas blancs et tourmalines. Ces deux silicates se retrouvent égale­

ment dans l'encaissant schisteux ou cornéifié des filons.

L'apatite, quelques rosettes de chlorites bleues et des petites lamel­

les de phlogopites inframillimétriques sont en outre rencontrées dans ces

filons mais en quantités très accessoires.

Les seules espèces métalliques véritablement fréquentes et abondan­

tes sont la pyrite et la woframite auxquelles sont associées en quantités

subordonnées le mispickel, le bismuth natif et la chalcopyrite. Bien

d'autres minéraux sont présents notamment ceux de cémentation

(chalcosine, covelline et scorodite) ou les carbonates qui imprègnent les

fissures et diaclases affectant les filons minéralisés.

2.2. Les phases silicatées

2.2.1. Tourmaline

Elle constitue la première phase à se former au sein du filon où elle

peut parfois subsister seule. Le chimisme de ces tourmalines a été discuté

dans le paragraphe précédent.

183

2.2.2. Apatite

Elle est peu abondante et se présente en minuscules cristaux acicu­

laires inclus dans le quartz ou en sections allongées subautomorphes de

taille relativement plus grande chevauchant parfois la tourmaline (Fig.

IV.IB.).

__________ - Apalile

_____ Tourmaline

0.2Smm

FIg. IV. lB. Relation texturale apatite-tourmaline dans filon de quartz minéralisé. (Ech. 12/103.7).

2.2.3. Biotite

Elle est rare, sa composition est celle d'une phlogopite (Tab. IV.7.).

Elle se présente en petites lamelles inframillimétriques dans. du quartz

occupant le milieu du filon où elle est associée aux gerbes de muscovites

(Pl. III, ph. 1).

2.2.4. Micas blancs

Aussi abondants que les tourmalines, ils sont disséminés en petites

lames associées aux borosilicates aussi bien dans le filon que dans son

encaissant.

Dans le filon, ils peuvent former des placages de lames plurimillimé­

triques disposées en éventails ouverts vers le centre du filon ou s'agencer

en une palissade jalonnant les épontes. Localement, ils viennent s'accoler

sur certaines faces cristallines de la wolframite. Parfois, ils accompagnent

184

la paragenèse sulfurée (Pl. III, ph. 2-3-4J Les micas peuvent se former par

remplacement partiel de la matrice cryptocristalline de roches encaissan­

tes aussi bien schisteuses que coméifiées. Dans le granite, leur présence a

été discutée au cours de l'étude de l'altération micacée.

2.2.4.1. Chimisme

Les micas blancs constituent un bon traceur de l'histoire hydrother­

male dans le secteur minier d 'H. Diab de par leurs occurences variées et

les phases minérales avec lesquelles ils sont associés. Cette ubiquité a

guidé leur étude géochimique. Les analyses chimiques (Camebax) de ces

micas sont reportées dans le tableau IV.8. Les micas associés aux tounna­

lines riches en composant schorlite (Ms!) et au phlogopite (MsII) se si­

tuent dans le diagramme Mg + Fe vs (Si - 3) + Ti (Fig. IV. 19.) au-dessus de

la droite des phengites soulignant le caractère trivalent du Fer incorporé

dans ces phases. Celui-ci passe de 0,02 dans les MsI à 0,06 dans les MsII

(Fig. IV.20.). La dernière représentation souligne une évolution dans la

composition de ces micas ; les MsI sont proches de pôle muscovite. les

MsII montrent une dérive vers des compositions plus phengitiques.

Dans le diagramme Mg vs (Si - 3) + Ti (Fig. IV.21.) complémentaire

au précédent, les MsII se placent au-dessus de la diagonale à Fe2+ = 0 in­

diquant par un excès en Mg, une contribution trioctaédrique (Cathelineau.

1982), image en l'occurence de l'association muscovite-phlogopite.

Les micas associés à la paragenèse sulfurée Ms III s'individualisent en

un groupe chevauchant la droite des phengites indiquant une faible pro­

portion du Fe3+.

2.2.4.2. Approche des conditions de cristallisation

Le report des différents micas analysés dans le diagramme tempéra­

ture Y§. taux de paragonite (Lambert, 1959) montre un étalement des

gammes de températures (Tab. IV.9.) dont il convient de noter l'arrange­

ment relatif plutôt que des valeurs absolues. Le taux de paragonite est

avant tout un "indicateur géothermométrique qualitatif' (Cathelineau, 1982).

185

M1~Fe~------~----------------~

Cclodonite

.1

.6

1//

~.

• . .-/

/

.1

/

.5

/ o

.2

/

.9

Fig. IV. 19. Position des diffférents types de micas blancs filoniens ·ans le diagramme Mg + Fe II (Si-3) + Ti (Ramboz. 1980). 1

Si-3+ Ti

Fig. IV.20. Position des différents types de micas blancs filoniens dans le diagramme ALIV Dl. (AL VI - 1) + 2 Ti (Cathelineau. 1982).

A1.:-1+2Ti

Hg .----ro---....,----

.2

• 1

cr

1/

o

.1

Fig. IV.21. Position des différents types de micas blancs filoniens dans le diagramme Mg II (Si - 3) + Ti (Ramboz. 1980) .

186

L'évaluation de la pression de cristallisation des MsI proche du pôle

muscovite par référence au géothermobaromètre de Massone et Schreyer

(1987) ne peut être établie puisque ce dernier concerne les phengites.

limitées de surcroît à l'assemblage feldspath K-quartz et phlogopite. Les

MSII et MSIII qui satisfont à des degrés différents ces conditions souli­

gnent des pressions qui oscillent respectivement autour de 1 kb et 0,5

kb. Il n'est pas exclu d'assigner aux MsI cristallisant précocement et à

température élevée, une pression ;::: 1 kb par comparaison aux autres

micas.

MsI MsII MsIII

OCC 460 350-360 330-360

P(kb) ;::: 1 1 0,5

Tableau IV.9. : ° et P de cristallisation

de différents types de micas blancs filoniens.

2.2.5. Conclusion

Les micas blancs filoniens soulignent des compositions qui varient

avec la paragenèse associée. Le passage des MsI au MsII implique une di­

minution de la température, un enrichissement en Mg et une élévation du

rapport Fe3+ /Fe2+ qui serait lié à une augmentation de la f02.

Les MsIII associés à la paragenèse sulfurée forment une entité bien

individualisée qui traduirait un changement dans les conditions de cirstal­

lisation probablement contrôlé par la fS2'

2.3. Le guartz filonien

Il constitue l'essentiel du remplissage filonien où il est pour une

grande part antérieur à l'ensemble des minéraux métalliques. Il se pré­

sente généralement sous deux aspects :

- le quartz blanc translucide est le plus caractéristique. Il est massif

Fe , Cl

®

585m

1 Liom /'i:r'\

1 ".",! .. , '. .•... ",. 0 1.°0 \0\ 183m %19m

, "'0 J' 1 -\_-.-~- - 1.

Fig. IV.23.

Distribution des wolframites d 'H. Diab dans le dia_gramme Mg-Fe-Mn ..

Les chiffres indiquent la côte de l'échantillon.

A Al!. 111 ... ",

~

(Xl -...J

/'-~!2...! "~" :.. '2 ... cfi~~~f=_~'...-7 ~145'", ". -' .. ".". __ .. :=-' ......... ---"---~- " ~ -" ,,--------- --------

20 Mrt Fe Mn

_1

188

et homogène.

- le quartz laiteux observé uniquement en sondages est très rare ;

seuls trois filons ont pû être distinguer sur la totalité du champ filonien.

Leur puissance peut dépasser 50 cm. On y observe des petites géodes avec

des prismes de quartz centimétriques bien individualisés.

Dans les deux cas, le quartz est assez cataclasé, ses cassures ont servi

de passage et de lieu de dépôts métallifères. Il montre une structure en

mosaïque ou macro cristalline imbriquée. Les plages

quartzeuses sont généralement assez bien calibrées de taille millimétrique

à centimétrique. Elles sont parfois automorphes avec des contours plus ou

moins lobés.

2.4. La wolframite

La wolframite se présente en fragments brun-noirâtres de taille

moyenne (1 à 4 cm), d'habitus lamellaire et automorphe ou en prismes

millimétriques à centimétriques souvent trapus, parfois mâclés. Les cris­

taux sont dispersés au sein du filon, montrant de belles textures de substi­

tution au quartz (Pl. IV, ph. 1). Les cristaux de wolframite peuvent être

simplement tordus ou fracturés. Les fractures seront colmatées par des

sulfures parfois même par du quartz tardif.

2.4.1. Chimisme

Environ une cinquantaine d'analyses à la microsonde Camebax ont été

réalisées sur les wolframites d'Ho Diab (Tab. IV.lO). Si on fait abstraction

de certaines analyses riches en Fer et qui représentent des phénomènes

perturbateurs tardifs, il s'agit de ferbérite. Celles-ci sont dépourvues de

tantale, calcium pratiquement d'étain et contiennent des quantités mi­

neures de Niobium. Le magnésium peut quant à lui atteindre 1%.

La composition des wolframites a été analysée à différents niveaux du

gisement d'Ho Diab afin d'en suivre les variations de proportion ferbéri­

te/hubnérite au moyen du rapport Fe/Fe + Mn. Le but est de corréler ce

rapport à des variations relatives de températures en vue d'estimer la po­

sition relative des filons par rapport à la source. Plusieurs auteurs ont en

189

effet proposé une relation entre la baisse progressive des températures de

cristallisation et l'augmentation du taux de fer dans les wolframites

(Lutwein, 1952 ; Oelsner, 1954 ; Amosse, 1978 a et b, Horner, 1979) ;

Guillen, 1982).

La projection des analyses effectuées à différents niveaux du cortège

filonien (Fig. N.22.) suscite deux types d'observations (Fig. N.23.).

- les différentes aires représentatives des wolframites se décallent

sensiblement vers le pôle ferreux en fonction de la position spatiale de

l'échantillon dans ce sens que le rapport Fe/Fe + Mn diminue avec la

profondeur.

- à l'échelle du cristal, le rapport Fe/Fe + Mn varie notablement et

d'une manière hétérogène. Il ne semble pas suivre de zonation régulière.

Si toutefois, cette zonation existait, elle a pû être désorganisée suite aux

circulations fluides ultérieures véhiculées dans les fractures parcourant

ces minéraux. D'ailleurs, les analyses effectuées à proximité des fractures

ou de zones "cariées" dans la wolframite donnent des compositions de

ferbérites pures différentes de la composition initiale moyenne du miné­

ral.

Certaines sections de wolframite montrent un enrichissement assez

accusé en Mg dirigé du centre vers la périphérie du minéral et qui sembl­

se faire au dépens du Mn, le fer restant constant (Fig. N.23.b). Cet enri­

chissement se traduit par un trend individualisé par rapport à celui de

l'évolution générale des wolframites. Il permet de considérer à bon droit

la présence d'une étape magnésienne au cours de l'évolution du fluide

minéralisateur. Cette étape a pu être décelée à travers la cristallisation de

certaines phases silicatées notamment les phlogopites, tourmalines à

composant dravitique ou certains micas blancs.

2.4.2. Facteurs contrôlant les variations de composition des

wolframites

La tendance ferbéritique et les variations du rapport Fe/Fe + Mn des

wolframites d'Ho Diab ne seraient pas dues uniquement au seul élément

thermique. Plusieurs travaux contestent même la validité de ce contrôle

(Taylor et Hosking, 1970 ; Hsu, 1976 ; Moore et Howie, 1978 ; Voyevo-

, , +

. + \ + . . ,

\

, + , ,

~14

219

(II

, , , ,

+

+ + ,

,

+

190

, , +

+

, +

, ,

+

+

, , ,

, --

" ',\ , ,

\ \

... 1

+ '.

+

\ \ 1 1

" ./ 1 /

1 ap /2

F1g. IV.22. Localisation des wolframites analysées dans le champ filonien d'Ho Diab.

191

din, 1981).

En fait, la température n'est qu'un paramètre associé aux autres fac­

teurs responsables du contrôle des tendances moyennes en Fe et Mn des

wolframites.

2.4.2.1. La fugacité d'oxygène

Elle provoque l'oxydation d'une partie de Fe2+ en Fe3+. L'existence

des termes ferbéritiques peut être due à l'addition du Fe3 + au couple

Fe2 +, Mn2+). La présence du Fe3 + dans la wolframite a été mis en évi­

dence par divers auteurs: de Sasaki (1959) à Caruba et al. (1982) et plus

récemment Aissa et al. (1987). Escobar et al. (1971) ont montré que les

"light wolframites" souvent associées à la tourmaline ont une composition

de ferbérite due à l'addition de Fe3+.

2.4.2.2. L'activité des éléments volatils

Homer (1979) et Nakashima et al. (1986) ont proposé un contrôle de

la composition des wolframites par l'acidité du milieu. Un pH acide favori­

se la cristallisation des ferbérites. Or la cristallisation des wolframites suit

celle des tourmalines. Cette dernière aura utilisée les alcalins et surtout

les hydroxyles OH et le bore régulateur du pH (barsukov et Kuril'chicova,

1966). Celui-ci sera donc acide au moment du dépôt des ferbérites.

2.4.3. Conclusion

Trois paramètres principaux ont pu à des degrés d'efficacité diffé­

rents, contrôler la composition chimique des wolframites d'Ho Diab : ce

sont la température, la fugacité d'oxygène et l'activité des volatiles.

La baisse du rapport FejFe+Mn avec la profondeur pourait souligner

une proximité d'une source éventuelle.

L'enrichissement en Mg de wolframites indique une variation de la

composition du fluide minéralisateur.

192

2.5. Les sulfures

Ils forment une paragenèse fréquemment présente mais nettement

tardive par rapport au dépôt de la wolframite et assez souvent accompa­

gnée de micas blancs. Elle comporte principalement mispickel. bismuth

natif, pyrite et chalcopyrite.

Les analyses chimiques à la microsonde Camebax de ces différentes

phases sulfurées figurent sur le Tableau IV.l1.

2.5.1. Le mispickel

Il se présente en plages millimétriques à centimétriques dispersées

dans le quartz et parfois dans les fissures du wolfram sous forme de veine­

lettes ou de fines inclusions. Les cristaux du mispickel sont très fracturés.

localement frangés voire corrodés par de la chalcosine, covelline et sco­

rodite (Pl. IV, ph.2-3). Le mispickel est le premier sulfure a cristalliser. Il

est assez riche en soufre (Fig. IV.25.) dépourvu de Sb mais contient quel­

ques traces d'or (Tab. IV.11.). On observe par ailleurs que le rapport As/S

varie dans un même mono cristal et d'un cristal à un autre selon leur posi­

tion verticale dans le filon. Ainsi la confrontation des pourcentages en ar­

senic et soufre (Fig. N.26.) montre que le mispickel (ASP2) situé en pro­

fondeur (côte 155 m, sondage 5) est plus riche en As et corrélativement

plus pauvre en soufre que celUi (ASP1) prélevé à la côte 50 m. De même

le cobalt s'enrichit dans le mispickel profond probablement par substitu­

tion au fer (Fig. IV.27.). L'alignement des points analysés semble conforter

cette hypothèse.

Dans le mispickel, le rapport AS/S est contrôlé par la température et

la fugacité du soufre (Clark, 1960 ; Kretschmar et Scott, 1976 ; Lowell et

Gasparrini, 1982). La composition en % atomique d'As permet d'estimer

la température de cristallisation en se plaçant dans le diagramme Log

FS-T'C (Fig. IV.28.). Le rôle de la pression pouvant être négligé aux basses

pressions dans le cas considéré (Sharp et al., 1985).

A ce diagramme, nous avons reporté la droite d'équilibre bismuth

natif-bismuthinite (Barton et Skinner, 1967). Les mispickels analysés

. ~ ~

.-, '-'

35

193

'.:'()t e

o SOm

• l ::=55rn

Fig. IV.25. Position des mispickeks d'Ho Diab

dans le triangle AS-Fe-S.

Fig. IV. 26. Corrélation S-AS dans les mispickels d'Ho Diab.

o

o

:0. o

o •

•

o •

• • • •

•

•

34~ ________________ ~'~ ____________ ----J

M ,~ As

33

32. •

~1

194

• • • • ,

FIg. IV.27. Corrélation Fe-Co dans les mispickels d'Ho Diab.

Asa :L ;-iSi:J: " ..

.1 10

Fig. IV.28. Domaine de stabilité des mispickels d'Ho Diab dans le dia­gramme activ1te de S2-température. Les compositions des mispickels étudiés sont reportés dans le champ de stabilité du bismuth natif (d'après Kretchmar et Scott. 1976 et Barton et Skinner. 1967).

:r à ~:;Ofl1

tt .t ::;5rl1

iillTI rj,'s~"k,L i-50 m

~ h à-15f1l')

\

195

dans les deux niveaux se situent dans le domaine délimité par l'absence

de la 1611ingite et la présence de bismuth natif probablement en équilibre

avec le mispickel en fin de cirstallisation. L'enrichissement relatif en

soufre du mispickel de la côte - 50 m ne peut être inféodé à l'augmenta­

tion de la fugacité du soufre sinon il se formerait de la bismuthinite ce qui

n'est pas le cas. Il apparaît donc que c'est la température qui constitue le

facteur dominant fixant le rapport As/S. Celle-ci varie en l'occurence

entre 320 et 370°C.

2.5.2. Le bismuth natif

Il a visiblement cristallisé suivant les diaclases préexistantes de filon

de quartz (Pl. IV, ph. S). La figure IV.29. montre la cristallisation du bis­

muth natif dans une cavité créée par la jonction de plusieurs directions de

fractures. elles-mêmes colmatées par le même minéral. Celui-ci jalonne

plan de mâcles et fissures de la wolframite ou s'associer en épitaxie en

bordure de celle-ci.

Aucune section n'a permis de caler sa cristallisation par rapport au

mispickel.

Le chimisme du bismuth natif n'offre guère d'originalité (Tab. IV.12.).

Sa composition est quasiment stoechiométrique.

2.5.3. La pyrite

Elle constitue l'essentiel de la phase sulfurée groupée en amas ou

dispersée dans la gangue quartzeuse. Elle montre de belles structures de

substitution au quartz (Pl. IV, ph. 3) mais pénétre la wolframite sous forme

de fines veinules ou se contente de l'entourer. Elle remplit également des

fissures du mispickel et contient des inclusions du bismuth natif.

Le dépôt de la pyrite semble marquer un stade tranché dans le mé­

canisme d'ouverture des filons minéralisés qui apparaît saccadé selon une

logique de fracturation-colmatage [(crack-seal) ; Ramsay, 1980] (Fig.

IV.30.). Dans certains cas la pyrite épouse le tracé du réseau des diaclases

et peut en déborder par substitution au quartz aboutissant à une structure

arborescente (Pl. V, ph. 1 ).

rnlcrclgrarllte à blotite

borcl.lrr:?

Quartz de Dreml~re CéYHèrat l or'.

196 /

Fig. IV.29. Bismuth natif cristallisant àans des fractures àe quartz filonien.

., . '\

-l---- rnlYlerallsatlCtYI slIlfllr"ée à oyrlte aOMlnante

" .. 0' \

CLtart= ce oreMlère

.. \ ,\ +

.. \ ... '\ '. .

. ."-.. .'\ 1c.m

oyrl te -HOS/22Sm HD3/ 185m

Fig. IV.30. Ouverture en "fracturation-colmatage" dans un filon de quartz. Une première formation de quartz est découpée par une lanié­re pyriteuse.

197

Un deuxième type de pyrite est à signaler. Il est lié à la venue tardive

à carbonate remplissant des fractures affectant les filons minéralisés.

2.5.4. La chalcopyrite

Elle est postérieure à tous les autres sulfures. Elle forme des veinules

en remplissage des fractures affectant les minéraux précoces ou des amas

allotriomorphes. Elle renferme quelques rares microinclu­

sions de sphalérites. La chalcopyrite associée à la pyrite accompagne en

faible quantité la venue à carbonate.

2.6. La venue à carbonate

Elle constitue une phase bien distincte postérieure aux différents dé­

pôts métalliques. Les carbonates forment généralement des veines indé­

pendantes recoupant les filons minéralisés en wolframite et sulfures

. Parfois ces carbonates cristallisent sous forme massive au milieu de

géodes associées à des oxydes de fer (hématite- goethite).

A cette venue est associée en accessoire une minéralisation sulfurée

tardive à pyrite, chalcopyrite ainsi que du quartz. L'ensemble s'organise en

peigne encadrant une masse carbonatée associée aux sulfures et goethite

(Pl. V, ph.2 ).

2.7. Conclusion

Les différentes données relatées permettent d'établir un schéma glo­

bal de mise en place du champ filonien d'Ho Diab. (Fig. IV.3!.).

Dès l'ouverture des fractures, le remplissage filonien débute par la

cristallisation de la tourmaline d'abord riche en composant schorlite asso­

ciée à quelques lamelles de muscovites qui soulignent une température de

cristallisation de l'ordre de 460°. Le chimisme des tourmalines évolue en­

suite vers des compositions plus magnésiennes. Cette dérive illustre une

variation de la composition du fluide qui va se répercuter sur le chimisme

des cristaux postérieurement formés notamment les phlogopites et phen­

gites riches en Mg ainsi que la wolframite qui marque une continuité avec

198

la phase silicatée. La cristallisation de la wolframite intervient après celle

de la tourmaline, au moins dans son terme schorlitique. suite à une éléva-tion

Tourmaline Quartz Micas Blancs Apatite Chlorite Wolframite Mispickel Bismuth natif Pyrite Sphalérite Chalcopyrite Carbonates

1

~ . :

--------4-----------~~------~---------+-------- --i - -----1

· · · · :

--------- · · · •

Phase silicatée

i Chalcosine -... i .tcovelline .

---.. ! t~corodite --~!I--- .... r

: i

· : .f-i --------.;:---

• ...---t 1 •

-~f---"-: ---_ .. -Phase Phase Venue' à tungstène sulfurée à carbonate

Figure IV.3I. : Succession minéralogique proposée

pour le gisement d'Ho Diab.

du pH par baisse des alcalins consommés par le borosilicate. Le dépôt se

situerait entre 330 et 460 en se référant à sa position chronologique

entre la phase silicatée essentiellement borée et la phase sulfurée dont le

premier minéral à se former est le mispickel. Celui-ci souligne une va­

riation thermique verticale certes de faible ampleur mais réelle, corrélée

à une variation de la composition chimique.

Le bismuth natif s'il est postérieur à la wolframite. Sa relation avec le

mispickel n'est pas bien précisée.

Le dépôt de la pyrite par fracturation colmatage laisse penser à un

régime de mise en place de la minéralisation par pulsations régies par la

pression. Enfin, la chalcopyrite clôt cet épisode sulfuré.

L'augmentation du Mg et les variations thermiques enregistrée par la

wolframite et le mispickel sont des éléments intéressants à considérer.

L'élévation du Mg peut être due à une contamination du fluide au passage

d'un encaissant granitique moins différencié dont les témoins sont repré­

sentés par les filons de microtonalites et les enclaves microgrenues.

Les variations thermiques soulignées par la wolframite et le mispickel

199

vont dans le même sens indiquant des dépôts chauds en profondeur, con­

trôlés probablement par la présence d'une source motrice de la minérali­

sation.

. .....

200

PARTIE V

CONCLUSION GENERALE

201

v - CONCLUSION GENERALE

La région d'Hassiane Diab constitue un important foyer d'activité

magmatique où il est possible de distinguer quatre unités plutoniques

mises en place sous forme de filons et/ou de massifs de grande extension

occupant une bonne partie de cette boutonnière paléozoïque.

Les différents faciès composant l'unité granitique d'Ho Diab

(microtonalite, granite et micro granite à biotite) présentent des caracté­

ristiques identiques à celles des lignées calco-alcalines typiques. A cette

lignée s'apparente vraisemblablement les filons et dykes de micrograni­

toïdes (dacites, rhyodacites, micro diorites quarztiques ... ) qui constituent

la première manifestation magmatique fini westphalienne dans le secteur.

Le granite à biotite mis en place au cours du stéphanien par compa­

raison aux autres unités, induit un métamorphisme de contact exprimé

par des cornéennes à biotite et andalousite. L'auréole métamorphique

ainsi formée est recoupée par des pointements de microgranites à pyro­

xène de nature monzonitique. Ces derniers ne montrent cependant aucu­

ne relation spatiale visible avec le granite alcalin de Soulouina daté de 287

± 7 MA et qui occupe la moitié méridionale de la boutonnière.

Ces différentes unités qui apparaissent successivement à l'échelle de

l'orogène hercynien proviennent de magmas non co génétiques issus de

sources vraisemblablement crustales mis à part les microgranites à pyro­

xène apparentés aux 1- granites. Leur mise en place s'est effectuée à la

faveur de fractures préexistantes généralement NW à NNW et NE à ENE

qui constituent deux directions majeures reconnues à l'échelle du Maroc

hercynien (Lagarde, 1985).

Les fractures subméridiennes localisées à l'extrémité Ouest du massif

d'Ho Diab ont pu jouer en cisaillement senestre et créer des ouvertures

favorables au drainage de la minéralisation à wolframite et sulfures (mine d'Ho Diab.).

202

A l'échelle régionale, les fractures subéquatoriales peuvent s'indivi­

dualiser en couloirs de cisaillement dextre fonctionnant probablement

postérieurement aux mouvements précédents. Ces couloirs sont jalonnés

de filons de quartz pouvant renfermer de la barytine.

Outre les dépôts métallifères, la mine d'Ho Diab est le siège d'une

importante activité hydrothermale exprimée par la tourmalinisation et

l'altération micacée. Le premier processus intervient sous deux aspects:

- tourmalinisation précoce des schistes par substitution aux phyllites,

qui serait liée à la mise en place des apophyses granitiques mises en évi­

dence à ce niveau.

- tourmalinisation liée aux filons et fractures recoupant ces schistes.

L'altération micacée qui afffecte le granite à biotite d'Ho Diab permet

d'aboutir à des faciès enrichis en muscovites assimilables de par leur as­

pect à des greisens ainsi qu'à des muscovitites. L'abondance de la phase

micacée qui reflète le degré d'altération augmente corrélativement à l'ac­

croissement du taux de tungstène. Une telle relation montre que le stock

métal ne serait pas lié au granite ceci étant appuyée par le caractère nor­

mal de ce dernier au sens de Tischendorf (1977). La wolframite et la pyri­

te constituent les espèces métalliques fréquentes dans les filons de

quartz, associées accessoirement à du mispickel, bismuth natif et chalco­

pyrite. La wolframite est une ferbérite assez fournie en magnésium et

pauvre en niobium et tantale. Son rapport Fe/Fe+Mn montre une augmen­

tation assez nette avec la profondeur. Cette zonation verticale du champ jr.0

minéralisé se trouve également enregistrée par mispickels qui soulignent

une augmentation de l'arsenic et une diminution du soufre avec la pro­

fondeur. Parallèlement à cette évolution, il y a augmentation sensible de la

température. Les fluides hydrothermaux qui précipitent les tourmalines

d'abord schorlitiques tendent au cours de leur évolution vers des compo­

sitions magnésiennes traduites par la prés~nce de phlogopite, de phengi­

tes magnésiennes, de tourmaline proches du pôle dravite ainsi que par de

la wolframite riche en Mg. L'augmentation de cet élément peut être in­

féodé à une contamination du fluide en contact d'encaissant granitique

moins différencié. Les circulations hydrothermales produisant les con­

centrations métallifères supposent l'existence de systèmes convectifs as­

sociés à une anomalie thermique reliée probablement à un granite caché.

203

TABLEAUX D'ANALYSES

204

<t 0

16 17 18 19 20 21 22 23 24

S102 72.18 70.88 72.73 70.75 76.33 77.84 77.69 76.54 75.19 AL203 12.63 15.81 14.76 14.95 15.07 13.85 14.08 14,74 15.03 FE203 3.32 2.3B 1.b3 3.09 0.44 0.66 0.44 0.50 0.74 "NO 0.04 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 "SO 0.42 0.49 0.25 0.00 0.31 0.21 0.30 0.17 0.34 CAO 1.00 0.38 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 NA20 2.21 1.10 0.13 0.18 0.20 0.20 0.16 0.20 0.18 K20 5.01 4,37 4.30 3.89 4,57 4. 20 4.28 4,46 4.39 TI 02 0.31 0.35 0.38 0.38 0.37 0.19 0.21 0.30 0.34 P205 0.21 0.16 0.08 0.21 0.13 0.06 0.09 0.11 0.00 PF 1.77 4.38 5.23 6.61 2.56 2.34 2.41 2.37 2.55

TOTAL 99.10 100.32 99.50 100.07 100.00 99.56 99.67 99.41 16.22 M 661 603 666 636 596 591 416 537 688 CO 10 24 76 43 39 243 811 30 10 CR 20 24 10 23 12 10 10 11 20 CU 160 1514 201 430 10 10 10 10 10 NI 10 32 55 28 25 44 25 22 10 SR 168 198 39 72 41 13 24 25 75 V 51 48 10 35 19 10 15 30 46 RB 247 191 191 189 251 227 m 233 215 W 9.8 15.2 14.1 17.5 45 48 60 40.5 39

. ,.

rab I~2, Analysas chimiques du granita an voia da muscovitisotion(<t) et du facies graisanisaco)

205

•

1:'4 .. 51 01203 35.70 35.44 34.93 34.60 35.53 34.~O 34.28 25.0u ;::-E'Ü 95 l .. 12 :,. (:9 :~ .• C)~:·: Ir E1.l j Il :;)() .. Ej5 ., ......

.. c~ J.

L",Q 1\2.:',;:::[. • ,:'8

~':ë:[I 10. 07 r: .... 70

" (li.

.72 . 7~ • c:­

.. Ji \_,

'::.'., ... t.::,"+ '~~'" l i .... F..,

.01

. b1 • \)f~

., Oi

" 1 Ci

" 7 j .. -:i7

.. é:S

-;Q ....... ' ... ,. 2~' .. .1.; (i

':::1.55

1::: ., :.:~-; • ."..L. '-.',1 .

. -- .... -.,= -:-':' .. L~:'::' .. _t

3.7S0 3.772 3.243 3.728 7.84G ~.S2:

Ca

.. li.~3

.0;;:: 1

.. J.OC}

9

., (>23

.. :. (>i-:_

" UO-4 :, • F...':iE,

••••• 1;'"_-

•. ,i. C_ ... J

, (>C> J.

.. ~ .• ~ 7

.. 022

..... l' l .1.

• J. l

.. ;.)47

~. 75i':.l

12

" ~08 " \:;01

~ . 765

. ~ r::: ,. ..:. ... ,~.1

• '.:';;:;7

" ~. 04 .. (>(>t:,

L 671

i4

.. ',)::,.4

.. c:­.. ~,

.. : .. ~ E~

.. 10"7

Sl02 44.00 44.05 ~6.S5 46.50 ~5.01 ~4,,78 L3.80 47. ~O A12D334.62 24.40 37.08 35.00 24.99 :4.13 34.63 35.~3

.. !:'(>

':'·0 .. 1... •• J

Ci:.Ù

\;2.20 .4fj

t--~2fj ':;" 7?

Si s. }..,37 I~} (:;'\)).1 .. BEJ3 H) (\);" ) :3. 827

C2.

• 1 ()b

. .104

.030

.130 1. 741

.7,. -:;., ...... )/

E,.1.34 1. BEE, ~.7ï'8

• .147 .. 039

.. OB5 .1..772

... 1-'1·

.. 04 • E,S ,. .. )5

E:. ~. :~8 f::,. 1.7e.

::~ • 8-49 .. (iE~E~

ft (}C}i~

; '-,e:' .. .l.a.::. .. .J

.01.4

. :,33

.. ()04

.. : 35

.005

.. (>95 " } (i5

.C • 74B .1 • 750

_ El

:. (l, j b

,~ • C'M~Q

b ... L __ /_

., .• Co4 j

.' .101

.. l),~"'t

. 114 l.773

.. ()é:

.. E·6

.L;A

.":. 0 .. 1.:.

6.2.8J. ::. _ 2..1 '3 M:; .-; -:.-.: • ..... " 1 .... to_

.177 _ 04tS

.094 !.780

" 73 ::'C .... : ... '

{.=).~" ()9

~:" '77~'~ • l2';()

.. l ::il

.. (t58

• (}{37

!.757

Tableau IV.4. Analyses chimiques à la microsonde Camebax et formules structurales des muscovites. des différents faciès d'altéra­tion. Fonnules structurales calculées sur la base de 22 mcy­gènes.

" if·

• t)l1

.27 : (>. : C.

~j5. (JE

5. 19"7

2:.70E. .074 • 00;00

• C05

1.705

Si tJ2 H 1. '=:0:3 reü ":nO :"é'O

TiOE: Ci:. 0

. 17

.6.6.2f:.· 3:.:i. 83

.70

.03

.69

.73

}\: ë:i.~O " -4 é.:

"~;'::D 9. 98

Tc· t. a 1 '34. 64

;:'~:'. (1 \)) :., .. \~335

" '"':o",r" ", -:-;'

....... ' 1

o

;=:5

l.8

~S. O!"':;

. 57

.99

.4l

• 3-'i 10. 11

95.65

Eo. 191 : • E:~·()3

19

:-: .. '-i,. -.;. ê.. .1.. 1 (>

," r=-a c.J

.. (>4

.è8

'31.86

E.,. j;:91

206

o

20

45.59

c ~ .. wc,

.01

.64

.. 71

~ (),. 76

,.~. .-,t::: ::::"+. C __ f

E'n J.~·4

:,.25E· :.:. 7~~1

21

.l~f':'. '"74 44.74 ::':5.76

:i ... ()9 1. f:7 '

• ].0 . (>3

.. L; 8

95. f12

: ... 7 E:,:~

• : é:O

.l. S~·5 1. :-:'-I.~

•

23

:~. 5. (in

,";." Ct)

:.: .. ,:: • 1_. toi

.:: .::. G c: _ 1 __ .. 1.,· .... '

., C,:.

, '",,;: '-' ~ ".' \,.,,' .....

·~5. ()4

.: 40 8C>

1 t:" .. Lt ... j

.. \~·S' .'.0:: " -;,_.'

,.~ :',1 • ,. _ 1..._

:. \)l~.

"::'~::

5102 43 . .6.6 47.51 47.22 46.96 45.60 46.74 .6.5.2: 46.16 O~203 34.88 37.08 37.58 37.04 36.6~ 37.10 35.88 35.02

• ,':>4 ,"\':) • ··.·L •.

~\ ;:-:, i.7.:Cl •. 2,c:', " :::i?~ ~ ~ ,~: " 53 . i-: c~ .. ~~~:: _ ..;." . .:; Î::' :-<::::CJ g.-4~1 J.().2;1 :.~).=1 ::.':).43 ~.f),.j,7 :.C>.C::7 .~:.:.' .. ï:~7 C'"ê::E .

A~_ ( 1 \J) ~. r. ':;:(Jg

·::"L (\i l ) ."3. E.152 Fe+ " :;,,"27 y ~:'Ü . 1 ~~;5

h .... , ~

••· .. 1

,-. -, \ ... C::,

\J.7\ .098 ~.Se.g

Suite 7c l:. ~/.4

1.84."3 :.875 ~"869

3.819 3.85S 3.791 .080 .0130 .101 " ~ 5:3 .. :.:: . .y • : 28

• : (>[.r, .134 } l, 7i)4

1.9(>f:

3. <'SG7

.008 • (}.t 2

" 1(>9

:L.734

~. 558

.087 115

u 01."l

" C03 "'1,,-,'"7

• J. ".' ..

. ~ • '3). () :. .. E.6()

• (JOS

.012:;

. 097

.. (>"2il

. l (>8 :~.74Ci

207

•

~::eO .. \~:\8 } • ()S~ ",79

;-'CCI .55 ,. 57 ,. ~·E~

:" '(ID .. (>4 .. 02 .. (.: ()

.. 0-".--; Ci '- ..... '

.: (~" .L:.-;

~~(!V)1.S37 ~.G~S •. 085 ~~(V!)2.a75 3.792 3.810

.. 1. (>2 • J. i~: j

.. ~:.. 5 .. :.12 .. 1.25

" U(>é: .. 0[:(>

"., ~ .• ' C\

.. .131 ï'":i'='

J.. ... '-_,\. •••

208

~:!~ll~': 0

5jD~ ~~,3b 4b.39 ~7, ~(I " Ille: '!'C' •• tI ~7 1 EQ .. ~b.14 AL:~3 ~r l''C' 'Te :"~ .. "' 3b.!2 :5.97 3~ 1 ~3 ,":..:.~J .Joli ;..1 .JJ.~oJ

FE~II 0.82 0.79 U7 0.30 U6 1. ;0 M60 O.b:i 0.99 1. :3 0.88 1. )9 1. ~4 nNO 0.09 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 1102 0.46 0,11 0.:1 O. J? ;).43 O. i~ CAO 0.00 0.00 Q.04 0.00 0.j4 0.07 NA20 O.~Ù 0.42 1).48 O.~~ OA 0.·;'9 K20 10.H l(i.~3 1(1.3û 10.53 10.:6 10.10

TOm 94. 62 95.82 95.84 95.64 97.39 95.H

51 b. J36 6.133 b. ~;7 6.130 6.209 6.148 ~L!m 1.364 1. 317 1. 753 1.870 1. 791 1 .,~,

• ';h./ ..

AU't'l) 3.733 3.7b? 'T ~.,.,

J. J.": ., ~-" .~I,di. 3.7H 3.~OI FEl2+) 0.092 0.037 O.; 13 0.039 v.115 0.189 XS 0.126 o.m ~1~!2 0, ~;~ 0.211 " "'\1 ·" • ..Jva TI O.I.I~b 0.021 :),021 O. G19 O.l)~2 o.m ~H (1.(:10 (i, COO 0.000 O. ~:O2 0.(;(10 O.O(jQ

K Lm 1.77? 1. 731 1. 339 1. ~~7 !.716 UA 0.130 0.107 O.1~3 O. ~~3 O.: :1 0,H11 !1r.

C~ 0.\1(10 i) •. )00 1). :)(16 O. :::00 O.(:(l.\ O. ')1!)

ANALYSE • ---- -5102 ~7. 3b 46. b5 36.09 U.13 45.63 11 '1"

'l'. JI. 45.39 46.22 AL203 36.32 34.99 35.4b 3b.07 36.90 36.17 37.11 .,.~ u -.h.;,"

FEOf 1.17 0.99 O.H 0.93 0.78 0.84 (J.bl (;,88

MSO 0.81 0.83 o.n (i.Btl 0.52 0.90 ('.53 (1.54 CAG (1.00 0.00 (l.(l(i (l.(l(I 0.00 (1.00 ù.(i(i 0.00 HA20 0.31 0.34 (1.3\ 0.42 (1.39 0.42 Ml 0.52 no 10.66 10.26 10.38 9.99 9.92 :0.17 ~.Bb 9.85 TlO2 0.21 0.22 0.23 0,29 0.36 0.52 0.21 0.00 MNO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

TOT~L %.84 94.28 B3.98 95.63 94050 96.34 91.22 94.45

AMLYSE

1 SI 6.186 6.m 6.192 6.2Ob 6.083 b.193 . b.Ob3 b.156 ~L !IV) 1. 814 1.755 1.808 1.794 1.917 1. 807 1.937 1.844

1 AL (VIl 3.77b 3.765 3.B05 3.802 3.8BO 3.771 3.904 3.875

1 fE2t 0.128 0.111 0.083 0.102 0.087 0.092 0.068 0.098 MN 0.000 0.000 0.001 O.O~ 0.103' 0.000 0.(100 0.000 MS 0.158 0.166 0.144 0.157 0.036· 0.175 0.105 0.107 TI 0.021 0.022 0.023 0.029 0.000 0.051 (1.021 0.000

NA 0.078 (I.OS8 O.OBB 0.107 1.6B6 0.107 (l.m 0.134 K 1.775 1. 752 1.778 un 0.101. 1.697 1. bBO 1.673 CA 0.0(10 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 O.(lfJO 0.000

Suite Ta b IV.4

Srmbolc 1 A~~LYSE

510 2 A~03 FEO ~liO

~SO

TlOz CAO NAzO I:z a 1üT

Symbole 1

mLYSE

EI02 f,~ Cs FEO KW MW TlO2 CHO NP\20 rlO

TOT

ytmbol t

A~~LYSE

S102 p.~ 03 FEO r,NO ~60

Tl O2 CAO

~Az° KzO

lOT

209

QI 1 1 2

, 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 J

7r rt J.J • .su 3U7 ;·6.59 3c. OB 36.07 36.46 37.04 3b.78 37.97 3b. ~5 36.45 3U7 36.74 36.08 32.68 31.53 33.91 34,25 3t53 35.95 35,2~ 35.62 JI.6B 3U8 31. 55 34.59 b. b4 7.71 b. ~9 6.2b 5.92 5.84 5.97 4.87 6.47 6.63 t..l7 7.16 4, 2~ 0.05 (1,06 0.01 O.Ob 0.05 0.01 O.Ob ('.00 (1.09 ~.OI ('.01 (1.00 0.00 5.29 ~.13 5.87 6.bb t. 44 6.27 r Q'

.J",) 6.78 t.43 6.01 LlO 6,31 7.70 0.24 0.00 0.83 O.H c.n 0.47 0.18 (:.36 0.35 0.80 0,80 ;,1 j 0.33 0.6b (1.35 O. :6 O.7B (1.77 0.60 (1.49 (1.55 0.69 0.63 C.63 l, o~

V.I..) 0.13 1. 59 1.73 1. 71 1. 76 1.72 L8S 1. 91 1. 62 1,71 1. 64 1. 74 1. 74 1. 62 0.C4 ('.05 (\,02 (,.(10 (J,03 0.(10 0.(10 0.03 0.00 (1.03 O. Cl 0,('5 0.00

8b.15 SU7 86.60 85.97 85.98 8t.Ob 87.bO Bt.26 B9.32 86.20 86.51 e' 'r o. j1 85.3b

0

16 17 :8 19 :~i 21 ",0 "' ",' "C i= 27 28 1} Ü i.. .. ' "1 .:. ... i

'L ~C ':'~ ~r 4(\, (:3 37. 62 ~."7 .60 ':'( if .,. ri 3f.46 36, ~s 36.61 " " ~·E 1 38 34, 2~ \'\"'i~J ... 'i , ;",.) ... ' ~'I 1 ! ..:t;, ~l .. ::; 1 j 1

36.:6 3~,25 36.93 ':"t' Ir. ... ' .. ',j7 35.51 'l " -"\,, f L 3t .• 213 3~.1,J 33.11 35.00 3l, (l: 36.,99 31. ~9

3.53 5.27 5. Sb 1 11:' "11.1 4.66 :.11 t93 UO t~5 tO~

r n. ...!,":'l 3,E7 8.39

0.(;(1 0.0(1 O. (!2 O.O~ (1.\10 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 (i.Cl 0.09 0.00 7. ~2 6.27 1 " ! .VL. 6.00 6.25 b.55 6.14 b.bO 7.43 7.05 5.82 6.76 ~.b9

0.43- ü,53 0.44 0.41 0.36 ,. "0 \I.~~ 0,22 0.43 0.54 0.39 0.52 (;.24 1.11

0.50 0.42 Ü.M 0.39 (;.29 0.39 0.28 0.48 0.59 (1.43 (:.~2 0.20 0.29 1.47 1. 56 1. 98 1.71 1.47 1.13 1.33 1.75 1.21 I.M 1. 55 1.82 1. 28 0.00 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.01 0.02 (1.00 0.04 C,r.2 0.00. (1.02

85.90 Sb.Q6 92.95 86.15 86.14 85.68 H5.b4 85.35 s~. 49 85.19 83,81 88.35 83.51

i • + 31 32 " 3~ 'r 36 37 35 39 4J 41 .+2 43 .; .. t .'J

. 36.65 38.94 36.99 ,,:,r ,.,

34.52 34025 35.87 3b.22 3U2 36.16 33.B~ 36.18 35.0(1 JJ • .il

33.99 37.72 37. b7 36.66 34.94 3t70 3t16 32.19 32.58 32.57 35.00 33.68 31.87 b.13 4,38 5.75 tB2 1(\10 9.57 S.16 5.51 4.79 5.H l,62 4.89 6.59 0.05 0.00 0.00 (I.(I~ 0.02 0.(f6 -ü:OO -0:00 \I.lb 0:Ù-5 \!,~ (i. CS (i.Ob 6.04 6.71 5.51 ~,.8B 3.39 3.26 6.S5 7.63 7.80 • cr t {,r 6.67 5.46 l.JJ ... 1 \'J

0.55 0.19 0.71 0.45 0.99 (I.es 0.40 0.22 0.08 0.35 ('.11 {i,18 1. 67 0.26 0.19 0.42 0.42 1.07 1. (i3 0.59 1. 32 1. 45 1.25 1.29 ('.90 0.46 1. ~B 1.93 1. 54 1. 54 1.60 1 ',0 ... v 1.42 !.bO 1. 40 1. 57 1.35 1. 48 1. 57 0.01 0.05 (l.00 0.05 , 0.01 \1.04 0.02 0.01 0.00 0.01 (l,OO O.QI 0.01

85.16 90.12 B3.60 85.02 86.64 85.37 BU2 64,69 84.19 BU9 82.27 StM 82.69

Tableau IV.5. Analyses chimiques à la microsonde Cameba..x et formules structurales des différents types de tc,urmalines. Fonnules structurales calculées sur la base de 24.5 m:ygénes.

0

14 15

37.12 37.48 36.03 35.09 4.65 3, Sb 0.00 (;.00 6.53 7.09 (i.32 Ul (. '1" V ••• h.\ D. ~9 1. 71 1. 78 (J.OO (;.01

8b.70 Et. 42

..\

29 ~ ~i ......

36.07 :.5,9(1 ":'''' LI ,}!.iJl ~.I. ~1

tuB ~. 99 (;.00 {1, {JO

8,35 r ~Q ... ',,j..,

0.66 \'.00 "

(:.85 (ir 4û 1 oc 1.wJ 1. 46 ; 0.02 ('.03 '

8'i'.49 n" r., C:',J .. '

44 45

3tH 3!.70 32.69 ~., '1'1

.. \.,1. JJ

U7 7.76 U:b 0.13 ~.28 US (l.b3 0.B9 0.17 \>.28 1. 85 1. 84 0.06 0.(:0

80.95 23.01

210

+ (»)--~·--o .--0 __ .---0

46 47 45 49t SOm 51b 52t 53b 54c 55b 56c 57~1 58b

S1D2 AL203 FED ~Nû

Mao Tl 02 CAO tlA20 t:2D

36.0b 35.99 36.29 33.28 37.04 33.26 8.85 b. S4 7.77 0.09 0.00 0.00 5.38 U9 5.03 1.80 0.00 0.56 0.30 (1.00 0.31 l.93 1. 74 2. DO 0.03 O.CO O.M

34,32! 35.90 37.~6, 36.18 32,26 1 32.70 3L45' 33.07 7.~6 5.lS ~.~ 5.99 0.01 0.02, 0,(10 0.03 4,45 7.42: 6.78 6.91 0.96 0.91! 0.73 1. 43 0.62 1.13 0.79 0.84 1. 91 1. 75 1. ~5 1. 79 0.02 0,01 0.02 0.02

36.23 34.64 5, Il 0.00 6.81 0.31 0.79 1. 60 0.07

37.17

5,27 0.00 6.56 0.35

L3i 0.0(1

36.98 3b.H

(>.19

1. 41 0,02

36.S1 35.43 9.14 0.09 3.73

rI 'lr v. ~J

1. 39 (1.02

~,7.62 37.34 ~::'.~3 34.67 5. ~5 5.û3

é .19 t.. 75

1. 56 1. H (I.~iO Ü.ùO

TOT B7.72 St.Où 85.27 82.01 85.32 86.95 85.26 85.56 8G3~ &',33 87.44 85,93 8&58

71[;2

ToT

S'le SOm h1 b

3~.38

33.22 7.41 (1.C'b 5.89 1 r .. ~!I 7iJ

(i.49 L~7

0.02

3i. !9 33.39

ü.ZiO

:5.37 J i.'l '.'-'L

!.92

85.92 85.05 58A3

5 u i lei obI eau IV. 6 .

~\.18 :,\.55 ;,5. 62 ~3, 91 :C.5b 11.31

(;.77

1. 59 Ü. ù~

(:.66

1. Si û.(i[J

.,~ H", ~: /, 't i

33, (9 t. :1 (:,11

1.E!

3~. 7B 7r "0 .. \..J. Ju

6. ](1

(l,ü(i

37.28

34,27

6)2

0,03

t.(!d 6.16

(>.lI 0,42 {1 7n , .JO 0.83 j,58 1.61

0.03 0.00

8G.82 85.b5 &;.46 86A7, BS.72

37.13

c: ., ,-.JI

(l.vl S.42

:. 7~ ;.Ir .. IJ

1. 48 (1,02

85.89

211

1 Z 3 4 5 6 7 8

Si 5.775 6.100 5.905 5.877 5.860 5.900 5.892 5.906 Al 6.894 6~394 6.554 6.500 6.546 6.573 6.727 5.657 Fe2+ .902 1. 073 .876 .850 .804 .791 .792 .655 Mr. .005 .010 .001 . 010 .005 .001 .010 .000 Mg 1.277 1. 267 1.409 1. 613 1.555 1.510 1.403 1.618 Tl. .029 .000 . 102 .054 .090 .058 .021 .043 Ca • 117 .065 .097 .137 . 136 • 102 .086 .096 Na .497 .559 .532 .557 .536 .592 C'C'::r

• \,;,J_~ .501 9 10 e 11 1 l 13 14 15 16

Si 5.936 5.854 5.875 5.958 5.933 5.91() 5. 9E..7 5.804 Al 6.551 6.564 6.576 6.065 6.570 6.750 6.571 6.823 Fe2+ .844 .917 .832 .975 .572 .521 .511 .470 Mn .014 .001 .001 .000 .000 .000 .000 .000 Mg 1.49b 1.438 1.465 1.534 1.851 1. 547 1.681 1. 756 Ti .042 .097 .097 .267 .041 .038 .074 .053 Ca . 117 . 111 . 111 .lE.7 .024 .058 .086 .085 Na .516 .512 .541 .549 .504 .525 .544 .45l.

. ~~ .000 .01(> .002 .OiC> .000 .000 .002 .000 17 lB 19 20 21 22 23 2.~

Si 6.068 5.991 6.023· 5.009 5.939 5.879 5. '312 6.003 Al 6.477 6.493 6.628 6.676 6.608 5.850 6.557 5.416 Fe2+ .709 .731 .634 .623 .704 .662 .637 .613 Mn .000 .004 .005 .000 .000 .000 .000 .005 Mg 1. =iOO 1.561 1.431 .1.486 1. 578 1. 473 1.590 1.823 Ti .065 .049 .050 .043 .046 .027 .054 .067 Ca .072 .0'34 .067 .048 .068 .048 .083 .104 Na .482 .574 .528 .451 .544 .415 .545 .2i85 K .000 .004 .001 .0(>0 .000 .002 .004 .000

2S E) 26 27 28 29 30 .' 31 32 ,

Si 5.920 5.979 5.962 5.783 5.593 5.965 5.988 5.943 Al 6.657 6.617 6.750 6.852 6.859 6.746 6.536 6.774 Fe .543 .719 .503 1. 185 .530 .833 .838 .559 Mn .000 .001 .014 .000 .000 .000 .005 .000 Mg 1.700 1.432 1.561 .927 1.926 1.306 L 470 1.525 Ti .048 .064 .028 · 142 .077 .000 .069 .023 Ca .073 .074 .033 .051 .139 .070 .044 .032 Na .514 .496 .475 .415 .558 .469 .471 .568 K .009 .004 .000 .004 .004 .006 .002 .009

33 34 35 3& )7 38 ~9 40

Si 5.794 5.725 5.701 5.725 5.880 5.967 5.950 5.951 Al 6.'342 7.018 6.789 6.824 6.594 6.241 6.468 6.311 Fe2+ .752 .654 1.392 1.334 .713 .766 .660 0.706 Mn .000 .005 .005 • OH> - - .010 0.005 Mg 1.283 1.426 .833 .812 1.673 1.869 1.920 1. 847 Ti .085 .056 • 124 • 110 .04'3 .027 .010 .043 Ca .070 .073 .188 .186 • 103 .232 .258 .222 Na .470 .488 .515 .512 .502 .574 .506 .563 ~{ • (100 • OH> .002 .Ol(> .004 .002 - .002

Suite Tableau IV.6 (Formule!> Structurales)

212

4·' 42 43 44 '5 46 47 ~8

Si 5.641 5.959 5.940 5.962 5.8'35 5.847 5.818 5.9'35

Al 6.877 6.531 6.371 6.667 6.670 6.355 7.055 6.472 Fe2+ 0.646 0.672 • '333 • '377 1. 102 1. 198 .884 1. 071 :"In 0.007 0.007 · (105 .005. .015 .010· • 000 .000

Mg 1.503 1.637 1.376 1. 102 .t.031 1.2'35 1. 126 1.245 Ti 0.014 0.022 .212 .081 . 112 .219 .000 .070

Ca 0.230 0.158 .082 · 031 .046 .049 .000 .055 ;~a 0.490 0.534 .510 .613 .602 .604 .544 .635

K - 0.002 .002 .010 .000 .001 .000 .000 4, r m 5.1 h ~2 C S3 b 54 ( 55 b 56 t -

Si 5.904 5.880 5.924 5.877 5.879 5.951 5.925 5.933

Al 6.539 6.309 6.488 6.319 6.615 6.660 6.814 6.718

Fe2+ 1. 074. .752 .744 .814 .691 .706 .721 1.233

Ml'"1 .003 .005 .000 • OH) .000 .000 .010 .015

Mg 1. 142 1.809 1.612 1.672 1.646 1.561 1.394 .909

Ti • 124 • 11.3 .089 · 175 .039 .043 .024 .065

Ca · 114 .1'37 • 134 • 146 • 136 .043 .048 .044 Na .640 .560 '.480 .565 .506 .423 .433 .435

K .004 .002 .004 · 004 .010 .0(10 .004 .004 57 m 58 n 59 c 60 m ':1 1, 62 C .6' Il 64 C -

Si 5.9'34 5.972 5.944 6.029 5.955 5.647 5.758 6.066 Al 6.603 6.529 6.386 6.368 6.510 6.921 b.650 6.2'38 Fe2+ 7':J'j

• &;;.&;;, .672 1. OH) .837 .606 1.497 1.575 .879 :-ftl'", .010 .000 • C>10 .000 .014 .000 .000 .015

MG 1.467 1.607 1.431 1.537 1.737 .659 .730 1.510

Ti .045 .050 • 120 .068 .040 .134 .083 .073

Ca .072 .091 .088 .092 .094 .139 .085 . 1 Oë=~

Na .478 .576 .461 .584 .582 .505 .580 .563

K .000 .000 .004 .000 .002 .010 .000 .000 G5 b Gb t " h

Si 5.917 5.980 5.967 Al b.695 6.493 6.621 Fe2+ . 820 0.818 0.695 . Ml'", .000 0.005 0.002 ~g 1.458 1. 471 1.534-Ti .017 0.050 0.039 Ca .068 0.139 0.058

Na .4'32 0.558 0.521

K .006 - 0.004-

Suit e Ta blcau IV.6 (Formules Structural e )

213

FeD O. 12:35 o. 1.:::41 Na.:::O O. 0014 O. 0020 K20 O. 0'331 O. 0'348 Si02 O. 3947 O. 3874 Cl O. 0000 O. 0000 RIL:::D3 D. .16.17 O. .1618 CaO O. 0000 O. O()OO i'lg0 O. 1609 C). 1515 l'ïl'",O O. 0003 (}. O();:::f.:'

Ti 0;:2 O. 0103 O. 0097 F O. 027l. O. 0;:::0.3 (jj-.. , O. (>/+07 O. ()itOO

Teri; al 1. 0137 O. 994ê::

Fe 1. 5193 1 • 5535 Na O. 0398 O. 057E, K 1- 7471 1.8094 Si c:-

d. 8084 C' ..J. 7994

Cl O. 0000 O. 0000 ~U ( IV) .::-,,_. 1916 2.2005 Al (V 1) Cl. 5131 O. 6534 Ca O. 0000 o. 0000 Mg 3. 5301 3,. 3798 1"1'(', O. 0031 O. 0328 Ti O. 1144 O. 1096 F 1- 2592 O. 9519 OH .::-L_. 0000 .=.

0-. 0000

Tableau rv.7. Compositions chimiques et [onnules structurales des bioti­tes des filons minéralisés. Fonnules structurales caluclées sur la base de 22 oxygènes.

fil::. 1'1("1"-.,,;'1..1:><

as: sc'e i é

t: voe

Si.D2

A1203 F--eO

r".çO

CE..l:' l\:ë:c:[!

53 Al(l\i)

~il(\·:I)

Fe2+

;',. Çl

! '

Tableau IV.B.

214

filon T:11·nél·'al.i=.€;

er·, h' Et 5' .. \ J. l' 1..\ r-·ef.'

Msl

o

i). (>3

() .. oc) (). ES

I.~~O' 72

'. ':).:::7 __ ,.853

0.105 Ci. ()()c~

C>. ()7f~

O.Oi=A O. Jï4

Ms II

o

n .. 5'1 "), UO

i)" ()()

1.:.1 .. ,-37

:.. i)., C~;

U .. LJb

.!. 747 _.,.600 u.O r92 (). 00

" , 7'38

L; f .. " ~:;

35.0.1 ':). 7';:; Cl,':)7

I).'.)!)

,";.,i). ~;4

().7;:::

C.130 1.8E·9

0.087 0.007 ~). 259 Ci. (>E:9 i) .. ()99 , • 7'-l j

veIne mlnér~lisé en ~~ U:1. f ' . .\"r- f.?~' 1. ':'Vr-·.1 tE)

p~raDénè5E ~ulfurée

( ~)V 'r-' i t: e )

~"5 l l j

• 45.27 ~4.7S 44.78 35.04 ~5.:S 3~.71

1 \ 7 r..: (;.. E:::, (;.. 7 2. 1) .. (ie) '·i (, .... , :.~~. ()()

0'-:'" .:~. '-:. _" .,.' .. L .. L.

c,"::':' ::' _ ...... 'i ..•.

6.. i.:;:,' (:'" _ ... _ ,-.' I::....i L' ..

1.845 '.867 "93 ~.761 ~.8~ ~.ao

O.OOB O. (>05 C .. OO

0.150 O. '29 0.14 0.049 0.041 0.05 (>11 (>[,B U. !)ü::.; (>. C9

Compositions chimiques et formules structurales des micas ,blancs des filons minéralisés. Formules structurales calu­clé es sur la base de 22 oxygènes.

Tbonc 1 Sr mboiel 'c ô t t" -W

il MS TA CA FE S~

~H

NB

iDT Srnd~oe

5yrnb'!e

Côte

W

Tl ~ .. ,;;;

iA CA FE S~ " X~

~p,

TnT UI

SondoQc

P1 rn bole C -0 le

~

TI XB TA CA FE SN

"JI lIB

TOT

215 T.B

• 40

.75.81 75.07 75.57 75.38 76.14 76.22 75.59 _ 76.09 75.~b 75.54 75.21 75.9b 74.53 0.00 0.00 0.00 0.00 (1.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 C.05 (1.00 0.00 0.68 0.83 0.76 0.67 0.72 0.13 0.66 0.b2 (1,85 (1.71 0.80 <'.91 O. S8 0.00 0,(1(; . 0.(,0 ü.{i() O.Ü(i e.üo O.(lQ (1.00 0.00 0.00 OINl 0.00 (1.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.05 (:.00 v.03 0.01 0.03 0.00 ç'.O(l (:.02 (1.(1(1

19.59 19.50 19.82 Z().Ol 19.84 19.97 2U6 19.90 19.92 19.54 19.34 ([·.~O 19.86 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 v.OO 0.00 0.09 ('.00 0,00 {:,Oo O. Ob 2.71 2. 36 2.85 2.59 2.71 2.49 2.32 2.76 2.81 2.74 3, OS 2.46 2.17 0.05 0.00 0,13 (1.(:(1 0.09 0.(10 (:.00 0.00 0.10 (:.09 (1,0[1 {: (!~

\'.I.'J (!,O2

98.84 9B.06 OQ,13 98.65 99. :'5 99.! 1 92. lb 99.37 99,26 93.66 92. ~e O~ ,58 97. ~3 9 : 3 J 4

0 ! 1). 1 'V

5&,5 1 114.6 t 132' 'ln

75.34 75.96 ï5.51 75.24 75.09 7b.69 76.45 72.51 75.96 75.60 75.62 il .. " /"!,I .. 7:.84 0.0(1 0.00 (1,02 0.00 (;.(10 0.(;0 0.02 0,00 0.0(1 0.03 (l, (}::: !, ',j,

'.; 1 i.!~' O. (1(1

0.90 0.82 (>.9b (1,7(; (1.84 (~. B2 OJl (:.00 0.99 \ (" l, ~IJ (l,97 ! t"1 \. 1 J~. (:.62

0.00 0.00 0.09 (J.OO O.CO :),(;(1 (:,(l{i (,.00 0.00 (l,OS (i,(!(i :.:,(;(l (i,(IO

0.05 ù.(I2 (:.00 {l,û(1 (l,O(l ;),(\0 (~. 00 (!.OO 0.05 0.0(1 (I,({ (i,04 C, C()

19.86 19.58 t 9.:9 lU7 19.36 19,71 19.51 25.72 18.85 18.79 l~. 77 IL 93 18.74 0.00 0.00 (:.l~(1 li.O(! (l, Ü(i Cl.00 (',00 (:,02 (1.00 (1.00 (i, (i:) (. ~<! (:.00 2.56 2.57 ,., r.Tl

L .... \.' 2.90 "; ,~ L, IL 2.66 2.83 (i.20 3.27 ~ br.

":" vJ ;,.13 l, (13 ~. 1 ;' t)

0.19 (1.03 û.Ol O. (:~ (l.Ob ('.11 0.00 0.00 (I.O(J (:.00 (:.15 :::, ('8 (;. CO

·99.40 9E.98 98.38 98.75 98.07 91.99 99.51 98.46 99.12 92.79 98. 6~1 98.31 98.90

5 6 (J + X

163 219 2145

75.82 75.84 75.21 7~.18 75.73 75.04 7~. 46 75.15 75.75 75.11 75.49 75.92 0.00 0.00 (:.(:0 (1.0(1 (1.00 0,00 0.01 0.00 0.00 0.(1(1 (1. N, (1,Ü(1

0.70 0.72 0.63 (:.73 (1.29 (:.66 0.68 Ci.71 0.69 0.73 (:.66 (1.29 0,00 0.00 - (i. Où (>.(1(1 (1.00 (!.oo 0.00 (l.OO 0.00 0.00 {i. (r~; (.O(!

0.00 0.00 (J.Ol 0.00 0,(10 (:.00 0.00 0.01 0.03 0.00 C,O(i LOI 19.86 19.36 2(:.10 10 Pl 19.01 2(1,02 2(:.00 2(J.02 19.00 19.17 1 c' ,~ n" ct'

, "J.J iC,I.)

0.07 0.02 0.00 (1.00 C"OO (1.05 0.00 (1.00 0.00 0.00 Ü,Ü(i l, h~ \:. VJ

2. bB 3,24 2.51 2.b8 3.93 2.60 2.67 2.67 3.54 3.41 , t.l. ., ":In ':'.\1'\' I.~' i 1

0.02 0.14 0.09 0.00 0.24 (;.42 (;.20 0.13 0.01 0.17 (:.05 (1,17

99.14 99.32 9P.S9 98.4ù 99.20 9B.BO 98.02 93.70 99.03 98.65 98,95 E42

Tableau IV.ID. Aila1yses à la microsonde Camebax. représentatives des wol­[rami tes d'Ho Diab. Conditions analytiques: 20KV. temps de comptage correcUons ZAF.

75.18 (!.(I(I

(i. ~9

(1.00 (l.00

18,û3 0.(10 4.89 (J.OO

?B,59

7~.31

0.00 O. b9 0.00 (1.0(1

19. Bq O. (JO " 'r i. b~1

0,15

99.69

:

76.21 0.0(1 0.75 0,00 (:,Cro

18.82 (,.(1(1 3.59 0.12

99.48

75.91 0.00 (:.l8 (l.OO (1.00

19.26 CH 3.43 0.00

99.21

1 . ~leU

W !\lb Fe Mn Mg

Total

Fe/Fe+trln

Lieu

CGt e i ,T,)

w Nb Fe Mn :>1g

Total

Fe/Fe+l'ln

Lieu

cote (,y, )

W :\!b Fe :vin Mg

Total

Fe/Fe+Mt1

o. '3'36

o. 850 o. 110 o. 050

.-:.

..:... 006

o. 885

,. .-;,.=~ .. : .. ',', ;.:~CI:"'::

\.Î" t·~3 :;. « :;. ~:: .~

iJ. i)S~?

J. or 'J'.::,:(}

; . .i, EJt ï ::,~.

0.999 -

0.828 o. 10'3 0.062

1. 996

0.883

216

TB

- 40

o. '3'36 o. 998 o. '3'37 o. 001 o. 836 O. 841 O. 856 o. 1 15 o. 106 o. 099 o. 054 O. 054 o. 050

2 .. 002 1. 999 2. 002

o. 87'3 o. 888 o. 896

TB

- 40

o. 989 o. ~{aï o. 994 o. 001 ('. 001 o. 841 (). 830 o. e,23 O. 120 (). 1 17 o. 131 o. 063 0 .. ()53 o. 061

2. 014 1 998 .-, 00'3 . L •

.0. 875 o. 876 o. 8E,2

r::::

513.5

0

0.999 o. 992 0.'396 - - 0.001

0.820 0.842 0.826 o. 107 O. 123 ü. 116 0.073 0.053 0.067

1.99'3 2.010 2.003

o. 884 0.872 0.876

(:;. '::',: o. '3'38 , /. I.?S'= ('. ,.

o. 839 .... ~.-', .. -:' .:. , . c~ ~~ f:.

O. 1 . 7 i) .. .i C.' ) .. ., ).1. ... .. o. 047 :) .. O~~j l C ~ .. (it: ::

.. 001 ,~~r:'.J7 c ... ::.1 ,',:; r:. ..:.:.. . .,

o. 877 'i)" r:,,77 (: n E:,r;::::.·

(1. S'91 ..-, 993 o. 992 '~I •

o. 003 o. 004 o. 850 o. 844 O. 835 o. 106 o. 1 13 O. 10'3 o. 067 o. ()52 o. 068

2. 014 2. 004 .-, L. 008

o. 889 o. 88'3 o. 884

0.998 1.001 0.'395 0.002 - -0.825 0.821 0.821 O. 111 o. 120 o. 136 0.061 0.053 0.053

1.997 1.997 .-:. 005 ..:...

0.881 0.872 0.857

;'Jit e Tn ~.IV 1 Formules structurales cl rs Wry\ fra mites calc:ulées sur la base de 4 oxygènes.

, type AB04 avec A = Fe, Mn ... et B' = W, t-Ib, Ta, ...

,

L.~eu

cote ( ,y,)

Ech.

W Nb Fe Mn "" ":9

Total

Fe/Fe+l'ït1

Lieu

Cot e (fr,)

Ech.

, 1 IN

\!b Fe :vIt1 ITîg

Total

(

0.991 0.001 0.808 (>. 173 0.038

;'2.011

O. 8;'23

O. S95 O. 005 O. 806 O. 157 O. 021

1 . 995

4

, 32

'V m

0.999 -

0.794 O. 158 0.047

1. 998

0.848

55.5

O. 988 O. 009 O. 848 O. 1 1 1 O. 050

2. 006

217

b

0.997 0.997 0.002 -0.791 0.840 O. 153 O. 114 0.056 O. 053

1.999 2.004

0.837 0.880

0

O. 988 O. 9'31 (J. 004 O. 002 O. 854 O. 850 O. 1 15 O. 114 O. (>52 O. 052

- 013 2 . 010 ...:.:.. .

Fe/Fe+Mn 0.828 0.884 0.881 0.881

.

i.... i el.1 6

Cote (,y, ) 214.5

Ech. X

W Cl. 995 O. '395 i.OOO O. SS6 Nb 0.003 - - -Fe O. 799 O. 767 O. 817 O. 795 M~1 O. 161 0.210 O. 146 O. 139 Mg O. 044 O. 036 O. 036 O. 074

Total 2. 002 .-. ....:.:.. 008 1.999 2. 004

Fe/Fe+Mn O. 832 0.785 0.848 0.850

Suite Tc b. IV.~

<== ....J

0

0.994 0.994 0.995 0.003 - -0.816 0.855 0.844 O. 138 O. 107 O. 1 . C" !....J

0.054 0.052 0.055

2.005 2.008 2.009

0.855 0.888 0.880

219

+

O. 99Î \). 9 a1 O. ct::~ ..J~ ~ -'-'

Cl. 001 O. 804 O. 814 O. 835 O. 151 O. 148 \). 128 O. 051 O. 055 O. ()5C)

2. 003 2. 009 O. 007

O. 841 O. 846 o . 857

.,'

111 G

~

O. 994 O. 995 - 0.003

O. 797 0.795 O. 140 O. 134 (>. 077 0.073

2. 008 2.001

0.850 0.855

Cote

S As Sb Fe Ag Co Au Ni Cu .

Cote

S As Sb Fe Ag Co Au Ni Cu .

Cote

S As Sb Fe Hg Co HI.I Ni CI,.l

.

218

t..sp,

, ~ ~.5

0.2084 0.2113 0.2100 0.2102 0.2053 0.2053 0.2055 0.4441 0.4420 0.4436 0.43'31 0.4424 0.4390 0.4455

- - - - - - -0.3351 0.327'3 0.3215 0.3342 0.3147 0.3276 0.333'3

- - 0.0013 - 0.0023 - -0.0080 0.0185 0.0237 0.008'3 0.0255 0.0200 0.0057

- - - 0.0017 0.0005 - 0.0002 - 0.0002 - - - 0.0002 0.0001 - - - - - - -

0.'3'355 1.0002 1. 0001 0.9'341 0.9'328 0.9920 0.9910

1

t;s D.2

40

0.2073 0.2113 0.2057 0.2039 0.2089 0.2154 0.2132 0.4455 0.4435 0.4458 0.4489 0.4373 0.4403 0.43'39

- 0.000'3 - - - - -0.3185 0.3354 0.3159 0.3300 0.3449 0.3435 0.3455

- - - - - - -0.0208 0.0073 0.0257 0.0102 - 0.0005 0.0004 0.0007 0.0005 0.0012 - 0.0018 0.0003 -

- - - 0.0002 - - -- - - - 0.0011 0.0003 0.0002

0.'3'340 0.9999 0.9'347 0.9932 0.9940 1.0004 0.9994

0.2095 0.2102 0.2097 0.4447 0.4402 0.4394

- - -0.3447 0.3435 0.3455

- - -- - 0.0002 - - 0.0007 - - -- - -

0.9990 0.'3'341 0.9955

Tableau IV.II. Analyses à la microsonde Camebax. représentatives des surUures d'Ho Dlab.

Cote

Fe As S Cu Pb Zn Au Bi Ag

Cote

Fe As S Cu Pb Zn Au Bi Ag

PY1

0.4755 0.0006 0.5216 0.0002

0.0009

0.9988

' ..... ' • ~ ':) j ~.

.) • ' •. ' "." ".: !~, _ ..

,.,' .. ...:. --; .-..: ...:.

'.,) • ..;; 'i 0 l :,) q Gi.;:ÜO

Suite la b.IV. l'

Pp

$5/ 'S~. S

0.3036 0.0001 0.3465 0.3483

1.0005

Bi,

54/70

0.0039

0.0003 0.0044 0.0013

0.0007 0.9987 0.0007 1.0099

219

Pn Cp, Y,2 PY4 CP3

;'4/ 70

0.3019 0.2905 ().2933 0.4673 0.2992

0.3531 0.3678 0.3626 0.5425 0.3510 0.3441 ().3392 0.3431 0.3451

t1. d. t1. d. t1. d. t1. d. 0.0002

0.0007 0.0007 0.0001 0.0010 t1. d. t1. d. 0.0007

n. d. t1. d. O. 0011 1.0003 1.0045 0.9997 1.0098 0.9974

Biz

0.0002

0.0002

0.0002 0.9952

0.9958

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

BIBLIOGRAPHIE

Agard J. (1948) - Manuscrits concernant les gîtes de wolfram d'Hassiane Diab, avec levé du champ filonien de Ras Mohamed au 1/5000ème. Sery. Et. Gîtes Miner. Rabat.

Arth J.G. (1976) - Behaviour of trace e1ements during magmatic proces­ses. A summary of theorical models and their applications. J. Res. USGS, 4, p. 41-47.

Amosse J. (1978a) - Variation in wolframites compositions according to temperature, at Borrolha (Portugal) and Enguyales (France). Econ. GeoI. v. 73, p. 1170-1175.

Amosse J. (1978b) - Physico chemical study of hubnerite-ferberite Mn W 04 - Fe W 04 zonal distribution in wolframite (Mn-Fe(m-x)W04) depostis. Application to the Barralha Mine (Portugal). Phys. Chem. MineraIs, 3, 4,p. 331-34l.

Albarède F., Dupuis C. et Taylor H.P. jr (1979) - Caractérisation des diffé­rentes sources magmatiques dans le pluton concentrique de Ploumanac'h (Côtes du Nord) par les isotopes de l'oxygène. 7ème RA.S.T., Lyon, p. 3. S.G.F. ed. Paris.

André F. (1983) - Pétrologie structurale et pétrogenèse des formations plutoniques septentrionales du Massif des Ballons (Vosges, Fran­ce). Thèse 3ème cycle, univ. Nancy l, 247 p.

Aissa, C. Marignac et A. Weisbrod (1987). Le stockwerk à ferberite d'Echassières : évolution spatiale et temporelle; cristallochimie des ferbérites. Géologie de la France, 2-3, 311-333.

Buttler B.C.M. (1965) - Composition of micas in metamorphic rocks. in "Controls of metamorphism". OLiver and Boyd, p. 291-298.

Barsukow V.L. et Kuril'chicova V.L. (1966) - On the forms in wich sin is transported in the hydrothermal solutions. Geokhimya, N°8, p. 943-948. .

Best M.G. et Merly E.L.P. (1967) Composition and crystallization of mafic min~rals in the Guz01alyp igneous complex. California, Am; Min., 52, p. 436-474.

Barth T.F.W. (1969) - Feldspars. Wiley Interscience Ed., New-York, Lon­don, 251 p.

Besson M. et Fonteilles M. (1974) - Relation entre les comportements contrastés de l'alumine et du fer dans la différenciation des sé­ries tholéïtiques et calco-alcalines. Bull. Soc. Fr. Minéral. Cristal-10.,97, p. 445-449.

- 1 -

Bayliss P. (1975) - Nomenclature of the trioctahedral chlorite. Cand. Mi­neraL, 13, p. 178-180.

Barrière M. (1977) - Le complexe de Ploumanac'h (Massif armoricain). Essai sur la mise en place et l'évolution pétrologique d'une asso­ciation plutonique subalcaline tardi-orogénique. Thèse d'Etat, Univ. Brest, 290 p.

Barton P.B. Jr et Skinner B.J. (1979) - Sulfide mineraIs stabilities. In Geo­chemistry of hydrothermal ore deposits, 2nd ed., Bames H.L. ed., J. Wiley & Sons, New-York, p. 278-403.

Berthé D., Choukroune P. et Gapais D. (1979) - Orientations préférentiel­les du quartz et orthogneissification progressive en régime cisail­lant : l'exemple du cisaillement Sud-armoricain. Bull. Minéral., vol. 102, p. 265-272.

Bebien J., Gagny Cl. et Rocci G. (1980) - La place du volcanisme dévo­no-dinantien dans l'évolution magmatique et structurale de l'Eu­rope moyenne en paléozoïque. En coll. Géologie de l'Europe, 26ème Congr. GeoI. Intern., Soc. Géol. du Nord et BRGM ed., p. 213-225.

Burnham C.W. et Ohmoto H. (1980) - Late stage processus of felsic mag­matism. Min. GeoI. Spec. Issue, n08, p. 1-11.

Bertaux J. et Rubiello M.F. (1982) - Pétrologie, Géochimie et Pétrologie structurale du magmatisme du Viséen Supérieur. Essai de Syn­thèse régionale. Thèse 3ème cycle, Univ. Nancy 1.

Belin J.M. (1983) - Le massif de St Gervais d'Auvergne (Massif Central français). Evolution d'un ensemble granitique composite. Thèse 3ème cycle, Clermont Fd, 151 p.

Clark L.A. (1960) - The Fe-As- S system :phase relations and applications. Econ. Geol., v. 55, p; 1345-1381 et 1631-1652.

Czamanske G.K., Wones D.R. (1973) - Oxydation during magmatic differen­tiation, finnmarka complex, Oslo area, Norway, Parti. LI. : the mafic silicates. J. PetroI. 14, p. 349,380.

Chappel B.W. et White A.J.R. (1974) - Two contrasting granite types. Paci­fic GeoI. nO 8, p. 173-174.

Carmichael I.S.E, Turner F.J. et Verhoogen J. (1974) -) Igneous petrology. Mac Graw Hill Book Compagny, 739 p.

Charoy B. (1975) - Les phénomènes de greisenisation dans le district mi­neralisé de Penfeunten (Massif de Saint Renan, Massif Armori­cain) Aspect géologique, géochimique et caractérisation généti­que. Bull. BRGM (2è série), section II, n05, p. 363-383.

- 2 -

Charoy B. (1979) - Définition et importance des phénomènes deutériti­ques et des fluides associés dans les granites. Conséquences mé­tallogéniques. Sc. de la Terre, Fr. mém., n° 37,364 p.

Clauer N., Jeannette D. et Tisserand (1980) - Datation isotopique des cris­tallisations successives du socle cristallin et cristallophyllien de la haute Mouloua (Maroc hercynien). GeoI. Rundsch., 5, p. 383-399.

Czamanske C.K., Force E.R et Moore W.J. (1981) - Sorne geologic and potenital ressource aspects of rutile in porphyry copper deposits. Econ. GeoI., 76, p. 2240-2256.

Caruba R, Baumer A., Guillen R et Regnard J.R (1982) - Synthèse hydro­thermale, morphologie et caractérisation par spectroscopie Mossbauer de cristaux de Ferbérite et Hübnérite. Bull. Minéral., v. 105, p. 246-252.

Cathelineau M. (1982) - Les gisements d'uranium liés spatialement aux leucogranites sud armoricains et à leur encaissant métamorphi­que. Mém. Sei. Terre, n° 42, 375 p.

Cathelineau M. et Nieva P. (1985) - A chlorite solid solution géothermo­meter the LOs Azufres (Mexico) geothermal system. Contrib. Min. Petr., 91, 235-244.

Cheilletz A. (1985) - Contribution à la gîtologie du district polymétallique (W-Mo-Cu-Pb-Zn-Ag) du Djebel Aouam (Maroc Central) . Applica­tion à la prospection des gisements de tungstène. Thèse d'Etat, INPL, Nancy, 250 p.

Chegham A. (1985) - Etude minéralogique et géologique des filons Pb-Zn-Ag (Fe, Cu, Bz) de Sidi Lahcen (BOutonnière de Mekam, Maroc Oriental). Thèse 3ème cycle, Univ. Orléans.

Didier J. (1973 ) - Granites and their enclaves. Development in pétrology. Amsterdam Elsevier, 393 p.

Desteucq C. et Hoepffner C. (1980) - Déformations hercyniennes dans la boutonnière paléozoïque de Debdou et de Mekam (Maroc Orien­tal). Comm. journées de Géologie marocaine, Mines et Géologie, Rabat, n048.

Didier J., Dutoun J.L. et Lameyre J. (1982) - Montl and crustal granite: genetic classification of orogenie granites and the nature of their enclaves. J. vole. geoth. Res., 14. 44, p. 125-132.

El Bousseily A.M. et El Sokkary H.A. (1975) - The relation between Rb-Ba and Sr in granitic rocks. Chem. GeoI., 16, p. 207-209.

- 3 -

El Ghazi D. (1977) - Carte géologique et des minéralisations de la région de Tanncherfi (Maroc oriental) au 1/25 OOOème. Notes et Mé­moires. Ed. Serv. GeoI. , Rabat, Maroc, n0286.

El Ghazi D. et Huvelin P. (1981) - Présence d'un olistostrome dans le Vi­séen Supérieur volcano-sédimentaire de Tannecherfi (Maroc oriental) : simultanéité de la resédimentation et de l'activité vol­canique. C.R. Acad. Sc., Paris, 292, II, p. 91-95.

El Amrani (1984) - Contribution à l'étude pétrologique, minéralogique, métallogénique et de pétrologie strcuturale des formations de la région d'Azegour (Haut Atlas occidental, Maroc). Thèse 3ème cycle, Univ. Nancy l, 210 p.

Foster M. D. (1960) - Interpretation of the composition of trioctahedral micas. GeoI. Surv. Profess. paper, 354 B, 49 p.

Foit F.F. et Rosenberg P.E. (1977) - Coupled substitutions in the tourmali­ne group. Contrib. Min. Petr., 62, p. 109-127.

Ferry J.M., Spear F.S. (1978) - Experimental calibration of the partition­ning of Fe-Mg between gamet and biotite. Contrib. Min. Petr., 66, p. 113-117.

Fernandez A., Feybesse J.L. et Mesure J.F. (1983) - Theoretical and expe­rimental study of fabrics developped by different shaped markers in two dimentional simple shear. Bull. Soc. GeoI. France (7), t. XXV, n03, pp. 319-326.

Green T.H. et Ringwood A.E. (1968) - Genesis of calco-alkaline igneous rock suite. Contrib. Min. Petr., 18, p. 105,162.

Goldman D.S. et Albee A.L. (1977) - Correlation of Fe-Mg partitionning between garnet and biotite with % partitionning between quartz and magnetite. Amer. J. Sei., 277, p. 750-767.

Guillen R. (1982) - Etude par spectroscopie Mossbauer des wolframites naturelles et synthétiques (Fex Mn(1_x)Wo4. Thèse 3ème cycle. Univ. Grenoble, 165 p.

Gouanvic Y. (1983) - Métallogenèse à Sn-W-Au dans le linéament graniti­que de Monténémé (NW Galise, Espagne). Un exemple d'évolu­tion dans une zone de cisaillement ductile hercynien. Thèse 3ème cycle. Univ. Nancy l, 249 p.

Gabenisch B. (1984) - Etude des oxydes de fer et de titane contenus dans les roches métamorphiques et magmatiques associées des séries de Tulle-Brive (Massif Central) et de Canigou (Pyrénées). Leur comportement en fonction des transformations subies par les roches hôtes. Thèse d'Etat. Univ. Nancy l, 580 p.

- 4 -

Hsu H.C. (1976) - The stabilitues of the wolframite séries. Amer. Minera., v.61, p. 944-955.

Hanson G.N. (1978) - The applciation of trace elements to the petrogene­sis of igneous rocks of granitic composition. Earth. Planet. Sei. lett., 38, p. 26-43.

Hollard H. (1978) - L'évolution hercynienne au Maroc. Z. dt. Geoi. Ges., 129, 44, p. 495-512.

Horner C. (1979) - Solubility and hydrolysis of FeWo4 and MnWo4 in the 25°-300° range, and the zonation of wolframite. Chem. Geol., 27, p.85-97.

Hoepffner C. (1982) - Le magmatisme pré et post-orogénique hercynien dans le paléozoïque des Rehamna. In : A. Michard (coord). Le massif des Rehamna (Maroc. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, nO 303, p. 150-163.

Huvelin P. (1970) - Chevauchements et écaillages précoces des terrains anté viséens dans le domaine basique (Maroc). C.R Acad. Sc., Paris, 270, D, p. 2760-2763.

Huvelin P. (1983) - Plutonisme acide à Sidi Lahcen (paléozoïque du Mekam, région d'Oujda, Maroc oriental) et présence de cor­néennes recoupées par des filons à scheelite et wolframite ou à molybdénite. C.R Acad. Sc., Paris, 297, II, p. 57-62.

Huon S. (1985) - Clivage ardoisier et réhomogénénisation isotopique K-Ar dans les schistes paléozoïque du Maroc. Etude microstructurale et isotopique. Conséquences régionales. Thèse d'Université Louis Pasteur, Strasbourg, 124 p.

Hoepffner C. (1987) - La tectonique hercynienne dans l'Est du Maroc. Thèse d'Etat, Univ. Louis Pasteur, Strasbourg, 280 p.

Ishihara S. (1977) - The magnetite séries and ilmenite séries granitic rocks. Mining GeoI. (Japan), 27, p. 293-305.

( Ingles J. (1983) - Etude théorique de la déformation finie dans les zones

de contact entre maétériaux de caractéristiques réhologiques dif­férents. C.R Acad. Sc., Paris, T. 297, p. 533-538.

James RS. et Hamilton D.L. (1969) - Phases relations in the system NaAl­Si308-K AlSi308-Ca Al Si208-Si02 at 1 kb water pressure. Contr. PetroI., vol. 29, p. 111-141.

Joron J., Bougnault H., Treuil M. et Allegre C. (1976) - Etude géochimique des roches magmatiques de la zone Famous et de l'archipel des Açores. Bull. Soc. GéoI. Fr. , (7), 18, 4, p. 811-818.

- 5 -"

Joron J., Bougnault H., Wood D.A. et Treuil M. (1978) - Application de la géochimie des éléments en trace à l'étude des propriétés et des processus de genèse de la croûte océanique et du manteau supé­rieur. Bull. Soc. Géol. Fr. , (7), 20, 4, p. 521-531.

Kushiro I. (1960) - Si-Al relation in clinopyroxènes from igneous rocks. Am. J. SCi., 258, p. 548-554.

Kushiro I. (1975) - On the sorne nature of silicate and its significance in magma genesis : regularities in the shift on the liquidus bounda­ries involving ol-cpx, and silica mineraIs. Am. J. ScL, 275, p. 411-431.

Kretschmar V., Scott, S.D. (1976) - Phase relation involving arsenopyrite in the système Fe-As-S and their applications. Canad. Miner., 14, p.364,386.

Kharbouch F. (1982) - Pétrographie et géochimie des laves dinantiennes de la méséta nord orientale marocaine. Thèse 3ème cycle, Strasbourg.

Lutwein (1952) - Die wolframit grupp. Freiberg Forschungsch., C3, p. 8-19.

Lambert R. (1959) - The mineralogy and metamorphism of the Maine schist of the Morar and Kroy dart districts of Invernesshire. Trans. R. Soc. Edim., 63, p. 553-588.

Lebas M.J. (1962) - The role of aluminium in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. Am. J. ScL, 260, p. 267-288.

Leake B.E. (1965) - The relationship between tetrahedral aluminium and the maximum possible octahedral aluminium in natural calcife­rous amphiboles. Amer. Miner., vol. 50, p. 843-851.

Leake B.E. (1978) - Nomenclature of amphiboles. Amer. MineraL, vol. 63, p. 1023-1052.

La Roche (de) H. (1964) - Sur l'expression graphique des relations entre la composition chimique et la composition minéralogique quanti­tative des roches cristallines. Présentation d'un diagramme des­tiné à l'étude chimico-minéralogique des massifs des massifs granitiques ou granodioritiques. Applications aux Vosges cristal­lines. Mém. Sc. de la Terre, Nancy, 9, p. 293-337.

La Roche (de) H. et Leterrier J. (1973) - Transposition du tétraèdre mi­néralogique de Yoder et Tilley dans un diagramme chimique de classification des roches basaltiques. C.R. Acad. Sc., Paris, 276, p. 3115-3118.

- 6 -

Lister C.J. (1978) - Luxullionaite in situ within rhe St Aussel granite. Cornwall Mineral. Mag. G.B., 42, pp. 295-297.

La Roche (de) H. (1980) - Granites chemistry through multicationic dia­grams. Sc. de la Terre, Nancy, 9, série "Informatique géologi­que".

La Roche (de) H., Stussi J.M. et Chauris L. (1980) - Les granites à deux micas hercyniens français. Essais de cartographie et de corréla­tions géochimiques appuyés sur une banque de données. Implica­tions pétrologiques et métallogéniques. Sc. de la Terre, Nancy, T. XXIV, n 0 1, 121 p.

Le Guern M. (1981) - Le volcanisme andésitique de St Antonin (Alpes ma­ritimes) : un exemple de volcanisme calco-alcalin sans relation avec une subduction. Implication géodynamiques. C.R Acad. Sc., Paris, 292, Il, pp. 801-804.

Lameyre J. et Bowden P. (1982) - Plutonic rock types series: discrimina­tion of various granitioids series and related rocks. J. of Vole., 14, p. 169-186.

Laboue M. (1982) - Etude structurale du massif granitique de la Margeri­de. Thèse 3ème cycle, Univ. Clermont Fd, 140 p.

Leterrier J., Maury RC., Thonon P., Girard D. et Marchal M. (1982) - Cli­nopyroxène composition as a method of identification of magma­tic affinities of volcanic rocks. Discrimination diagrams. Earth Planet. Sc. Lett., 59, p. 139-154.

Lowell G.R et Gasparrini C. (1982) - Composition of arsenopyrite from topaz greisen veins in Southeastern Missouri. MIneral. Depos., 17, nO 229-238.

Leistel J.M. (1984) - Evolution d'un segment de la chaîne hercynienne dans le Nord-Est du Massif Central français. Le fossé vole a­no-tectonique de la Loire. Thèse de l'Univ. Nancy I, 317 p.

La Garde J.L. (1985) - Cisaillements ductiles et plutons granitiques con­temporains de la déformation hercynienne post viséenne de la méséta marocaine. Hercynica, I, l, p. 29-37.

Marie P. (1931) - Rapport concernant l'étude géologique de détail faite sur la région schisteuse affleurant au Sud de la chaîne d 'Hassiane Diab-Zerroug. Rap. inédit., BRPM, Rabat, 421-42, Ga p. 1-12.

Marie P. (1936) - Sur la série d'Ez-Zerroug (Maric oriental). C.R somm. Soc. géol. Fr., 4, p. 65-67.

- 7 -

Médioni R. (1972) - Carte géologique du Maroc au 1/100 OOOème. Feuille d'Hssiane Diab. Notice explicative. Notes et Mém. Serv. géol. Maroc., nO 227 bis, 64 p.

Mac Carthy l.S. and Groves D.l. (1976) - Trace elements distributions pa­therns and their relationships to the crystallization of granitic melts. Geoch. Cosm. Acta, 40, p. 1351-1358.

Médioni R. (1980) - Mise au point stratigraphique sur les terrains carboni­fères de la bordure septentrionale des hauts plateaux marocains (Masif de Debdou, boutonnière de Lalla Mimouna et du Mejkam). Notes, Serv. geol., Maroc, T. 41, nO 285, p. 25-37.

Marhoumi M.R., Hoepffner C., Doubinger J. et Rausher R. (1983) - Don­nées nouvelles sur l'histoire hercynienne de la méséta orientale du Maroc. L'âge Dev. des schistes de Debdou et du Mekam. C.R. Acad. Sc., Paris, t. 297.

Masmejan B. (1983) - Le géothermomètre grenat-biotite. DEA Lyon.

Marhoumi M.R. (1984) - Etudes polynologiques des séries dinantiennes de la méséta marocaine. Conséquences stratigraphiques et struc­turales. Thèse 3ème cycle, Strasbourg, 111 p.

Michard A. (1976) - Eléments de géologie marocaine. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, nO 252, 408p.

Moore F;, Howie R. A. (1978) - On the applications of the hubneri­te-ferberite ratio as a geothermometer. Min. Dep., n° 13, p. 391-397.

Michard A. (1982) - Le massif paléozoïque des Rehamna (Maroc). Strati­graphie, tectonique et pétrographie d'un segment de la chaîne varisque. Notes et Mém. Serv. GéoI., Maroc, nO 303, 180 p.

Michard A., Cailleux Y; et Hoepffner C. (1983) - L'orogène mésétien au Maroc ; structure, déformation hercynienne et déplacements. Actes du Symposium "Maroc et orogenèse paléozoïque", PlCG, n° 27, Notes et Mém. Serv. GéoI., Maroc, n0335.

Marignac C. (1985) - Les minéralisation filoniennes d'Aïn-Barbar (Algérie) : un exemple d'hydrothermalisme lié à l'activité géothermique, alpine en Mrique du Nord. Thèse d'Etat, lNPL, Nancy, 2 vol., 1163 p.

Massone H.J. et Schreyer W. (1987) - Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with K-feldspar, phlopite and quartz. Con­trib. Min. Petr., 96, p. 212-224.

- 8 -

Nemec D. (1978) - Tin in tourmalines. Bues Jh. Miner., M.H., M2, p. 58-63.

Negroni J.M. (1981) - Le district de Pongibaud. Cadre géologique. Evolu­tion structurale et métallogénique. Thèse 3ème cycle, Univ. Clermont Fd, 291 p.

Noyé F. (1985) - Etude métallogénique des indices à Sn-W de St Melany (Ardèche, France). Thèse 3ème cycle, INPL Nancy, 285 p.

Nakashima K., Watanabe M. et Sdeda A; (1986) - Regional and local varia­tions in the composition of the wolframite series from SW Japan and possible factors controlling compositional variations. Mine­ral. Deposita, 21, nbre 3, p. 200-206.

Owodenko B. (1946) - Mémoire explicatif de la carte géologique du bassin houiller de Jerada et de la région au Sud d'Oujda. Soc. géol. Bel­gique, mém. T. LXX.

Oelsner O. (1954) - Bemerkungen über die Anwendbarkeit den HIF Koef­fizienten zur Dentung der genese von wolframitten. Freib. Fors­chungsch, C4, p. 1-80.

Owodenko B. (1976) - Bassin houiller de Jerada (Maroc oriental). Essai de synthèse et paléogéographie. Notes et Mém. SerY. GeoI. Maroc, 207,2.

Pearce J.A. et Cann J.R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth Planet. SeL Lett., 19, p. 290-300.

Povendra P. (1981) - The crystal chemistry of tourmalines of the schorlite dravite serie. Acta. Univ. Caroline. Geologica, n° 3, p. 233-264.

Pons J. (1982) - Un modèle d'évolution de complexes plutoniques; gab­bros et granitoïdes de la Sierra Morena occidentale (Espagne). Thèse d'Etat, univ. Toulouse, 451 p.

Ramsay J.G. et Graham R.H. (1970) }- Strain variations in shear belts. Cano J. Earth SeL, vol. 7, p. 786-813.

Ramboz C. (1980) - Géochimie et étude des phases fluides de gisements et indices d'étain-tungstène du Sud du Massif Central. Thèse de 3ème cycle, INPL Nancy, 278 p.

Ramsay J.G. (1980) - The crack-seal mechanism of rock deformation. Na­ture, 284, p. 135-139.

Sasaki A; (1959) - Variation of unit cell parameters in wolframite series. Mineral. J., V. 2, n06, p. 375-396.

- 9 -

Saxena S.K. (1969) - Silicate solid solution and geothermometry. Distribu­tion of Fe-Mg between coexisting garnet and biotite. Contrib. Min. Petr., 22, p. 259-267.

Saadi M. (1972) - Relations des alignements structuraux au Maroc avec dif-. férents phénomènes géologiques et leur contribution à la com­

préhension de l'évolution structurale du pays. Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, 236, p. 113-118.

Streickeisen A. (1976) - To each plutonic rock, its proper name. Earth

Sei. Rev., vol. 12, p. 1-33. A ... /~ __ ./,/~,/v'/ J/\VV1v Segal! P. et Pollar~ P.D. (1980) - Strain variation in sFear belts\can. J.

Earth. SCl., 7, p. 786-813.

Sharpz D., Essene E. et KELLY W.C. (1985) - A Fe-examination of the arse­nopyrite geothermometer : pressure considerations and applica­tions to natural assemblages. Canad. Miner., 23, p. 517-534.

Tuttle D.F. et Bowen N.L. (1958) - Origin of granite in the light of experi­mental studies in the system NaAlSi308-KAISi308-Si02-H20. Mem. Geol. Soc. Am., 74, 153 p.

Thornton C.P; et Tuttle O.F. (1960) - Chemistry of igneous rocks, I. DIffe­renciation index. Amer. J. Sei., 258, p. 664-684.

Treuil M. (1973) - Critères pétrologiques, géochimiques et structuraux de la genèse et de la différenciation des magmas basaltiques. Exemple de l'Afar. Thèse, Univ. Paris-Sud, 490 p.

Thompson A.B. (1976) - Mineral reaction in pelitic rocks. I. Prediction of P.T.X. Fe-Mg phase relations. II. Calculation of some P.T.X. Fe-Mg phase relations. Amer. J. Sei., 276, p. 401-404 and 425-454.

Tischendorf G. (1977) - Geochemical and petrographic characteristics of silicic magmatic rocks associated with rare element minerlaiza­tion. M.A.W.A.M., vol. 2, p. 41-96.

Tisserant D. (1977) - Les isotopes du strontium et l'histoire hercynienne du Maroc. Etude de quelques massifs atlasiques et mésétiens. Thèse 3ème cycle. Univ. Louis Pasteur, Strasbourg.

Targuisti K. (1983) - Géologie et métallogénie du massif granitique d'Alouana (Maroc oriental). Thèse 3ème cycle, Univ. Fran­che-Comté, Besançon.

Velde B. (1965) - Phengite micas: synthe sis , stability and natural occu­rences. Am. J. Sei., 263, p. 886-913.

Van Der Molen I. and Patterson M.S. (1979) - Experimental deformation of partially melted granites. Contrib. Min. Petr., vol. 70, p. 299-318.

- 10 -

Voyevodin V.N. (1981) - The relationship between chemical composition of wolframites and the geological condition of their formation. Intern. Geol. Rev., voL, 23, n05, p. 561-570.

Vennat G. (1982) - Un exemple de relations volcanisme-plutonisme: chro­nologie, pétrologie, dynamisme d'un complexe volca­no-plutonique dans la région de Gannat-Les Ancizes (Massif Central français). Thèse 3ème cycle, Univ. Clermont Fd, 155 p.

Wones D.R., Eugster H.P. (1965) - Stability of biotite; experiment, theory and application. Amer. Mineral. vol. 50, p. 1229-1272.

William S.A. et Cesbron F.P. (1977) - Rutile and apatite : useful prospec­tion guide for porphyry copper deposits. Mineral. Mag. 41, p. 288-292.

White AJ.R. et Chappell B.W. (1977) - Ultrametamorphism and granitoids genesis. Tectonophysics, 43, p. 7-22.

Winkler H.G.F., Boesse M. et Marcopoulos T. (1979) - Low temperature granitic melts. N. Jahr Min. Mem., p. 245-268.

- 11 -

PLANCHE l

l - Textures myrmakitiquGs (My) dans 19 microgranitg a biotite.

.. , 2 ~ Enclave de schiste miccce de forme allongQa dans le granita ,

c bi oti tG.

3 - Association grenot - biotite dans une enclave de schiste micacQ au sein du granite à biotite.

PLANCHE II

;

Les differentes occurenCQS de tourmaline

1 - Distribution de tourmaline dans un~altQrnancQ , greso - schisteuse.

2 Tourmaline en peigne dons une veine a guartz.

3 - Tourmolinite.

4 Tourmaline dans schiste micace encaissant les filons minerolisés.

5 - Tourmaline d'alterotion dans les corneennes à biotite et andoloustte.

6 - Tourmaline dans le granitA à biotite. observer les plans de clivoge dans le borosilicatg qui rappelleraient la résorption de le biotite.

· 1 .

• 2 - - 5 -

PLANCHE UI

1 - Lamelles de biotite dons un filon de quartz 0 tourmaline -muscovite et rnineralisé en wolfromite st pyrite.

2 - Muscovite.' bordant unQ plogQ de wolfromitQ.

3 Muscovite cssociéeà la pyrite dons une veine essentiellement sulfurée,

4 - Lomglles de muscovitQsjolonnant l'sponte d'un filon minerolisé

on pyrite.

_ 2_ - 4 -

PLANCHE IV

1 - Contact quartz - wolfrcmitQ. Ce darnier semble progrGsser par substitution au quartz comme Qn témoignent les petites i nc l us Ions du sil i cotg Gn910bées au cours de CG procQssus.

2 - RsligUGS d'orsenopyritg pseudomorphoség en scorodite.

3 - ,"mas de pyrite devQloppont des digitotions dans le quor-tz.

A - ArsenopyritG hach~Q.

, - Bismuth natif cristallisant cu carrefour de fractures dans IGS filons minGralis~s.

6 - Relation texturale pyrite - wolframite. . , " , Le pyritQ encadre et penetre la welfromite generolement an Faveur de fractures ou d'onfra-ctuosit6s.

· 1. - 2 -

,',

" \ .

. :.1:

. , . . .. , -" ., . ... . .,; ' " . ,

.' · , : C· ' .~ ' "

" ' : ' ~~,<. :~ . : , .

Py

... .. 1

_ 5 _

PLANCHE V

1 - Cristallisation de pyri~e à l~ favQur de fractures lardant le quartz filonien.

2 .. Liseres de carbonates encadrant une minerolisotion sulfur~e tardive ~ pyrite - chalcopyrite oinsi que du quartz.

_ 1 _

_ 2 _